Reflets de la Physique n°56 jan/fév/mar 2018
Reflets de la Physique n°56 jan/fév/mar 2018
  • Prix facial : gratuit

  • Parution : n°56 de jan/fév/mar 2018

  • Périodicité : bimestriel

  • Editeur : Société Française de Physique

  • Format : (210 x 297) mm

  • Nombre de pages : 48

  • Taille du fichier PDF : 4,2 Mo

  • Dans ce numéro : dossier sur Pierre-Gilles de Gennes et l'innovation.

  • Prix de vente (PDF) : gratuit

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L’imagerie du manteau de la Terre est motivée par certaines questions fondamentales en géophysique, telle la compréhension des processus présents et passés de dynamique interne à l’origine de la tectonique des plaques. Depuis une vingtaine d’années, l’étude de l’intérieur de la Terre connaît une véritable révolution, notamment grâce au développement de techniques toujours plus performantes de tomographie sismique et à la puissance de calcul rendue possible par l’informatique. À l’heure actuelle, il est possible de calculer de manière précise le champ des ondes sismiques à travers des structures 3D arbitrairement complexes, en géométrie sphérique et pour des durées suffisantes, par des méthodes de calcul numérique, telle la méthode des « éléments spectraux ». 4 Reflets de la Physique n°56 Imagerie globale de la Terre par les ondes sismiques Barbara Romanowicz (barbara@ipgp.fr) Professeure au Collège de France et membre de l’Académie des sciences Institut de Physique du Globe de Paris, 1 rue Jussieu, 75238 Paris Cedex 05 Imagerie statique de l’intérieur de la Terre Avant que les techniques d’imagerie sismique ne voient le jour, la structure de l’intérieur de la Terre a donné lieu à de nombreuses spéculations, comme dans le célèbre roman de Jules Verne, Voyage au centre de la Terre (1864). Au début du 19 e siècle, les progrès sont minces puisque, par exemple, Edmond Halley explique la présence du champ magnétique terrestre en imaginant que la Terre contient une cavité remplie d’eau. C’est une évidence, la structure interne de la Terre n’est pas directement accessible (le forage le plus profond n’atteint pas 13 km, soit un tiers de l’épaisseur moyenne de la croûte continentale). Pour connaître et comprendre notre planète, nous devons donc réaliser des mesures à la surface et par satellite et, en parallèle, faire des observations et des modélisations en laboratoire. Nous avons toutefois de la chance  : notre planète est constituée, en moyenne, de couches concentriques, ce qui simplifie le problème. La sismologie globale, une des techniques les plus puissantes pour étudier l’intérieur de la Terre, a vu le jour en 1889 lorsque Ernst von Rebeur-Paschwitz observe simultanément à Postdam et à Wilhelmshaven une perturbation sur des pendules construits pour étudier les marées terrestres. Quelques jours plus tard, il apprend qu’il y a eu un séisme au Japon, à la même date. Il rapproche les deux événements  : des ondes, engendrées par ce séisme, ont été perçues par les pendules, après propagation à travers la Terre sur de très grandes distances. L’imagerie sismique vise à détecter à l’aide de capteurs de vitesse ou d’accélération, les sismomètres (a), dont la sensibilité atteint le micron, les mouvements du sol induits par les ondes émises par les tremblements de terre. Un sismogramme (fig. 1a) enregistre en fonction du temps l’énergie dégagée par le séisme sous la forme de plusieurs types d’ondes élastiques, se propageant soit à travers l’intérieur de la Terre (« ondes de volume ») soit le long de la surface (« ondes de surface »). Il y a deux types d’ondes de volume  : les ondes de compression (« ondes P ») et les ondes de cisaillement (« ondes S »). Leurs propriétés différentes permettent d’obtenir des renseignements sur les structures internes de la planète. Les ondes de volume interagissent avec les différentes discontinuités de structure  : le manteau solide, le noyau liquide et la graine solide. Elles se réfractent, se réfléchissent, changent de nature. Les ondes de cisaillement ne se propagent pas dans les fluides. Ainsi, la présence d’un noyau de type fluide a été confirmée en 1906 par Oldham par l’existence d’une « zone d’ombre », dans laquelle aucune station sismique n’enregistre d’ondes de cisaillement provenant d’un séisme (fig. 1b). Il a estimé le rayon de ce noyau à 3500 km, ce qui est proche de la valeur actuellement admise (3485 km). Il y a aussi une « zone d’ombre » pour les ondes de compression due à la réfraction à la limite noyau-manteau, qui les fait plonger plus profondément dans le noyau au-delà d’un angle d’incidence critique. C’est ainsi que Inge Lehmanna découvert la graine en 1936  : elle a observé des ondes qui n’étaient pas prévues dans le cas d’un noyau
fluide homogène et les a attribuées à la présence d’un changement de structure vers le centre de la Terre. La majeure partie de l’énergie engendrée par un séisme se propage sous la forme d’ondes de surface de longue période (> 30 s). Selon la magnitude du séisme, celles-ci peuvent faire le tour de la Terre de multiples fois avant d’être complètement atténuées. On peut donc suivre l’arrivée de Déplacement du sol (μm) D 200 0 -200 500 P S Ondes de surface 1000 1500 2000 2500 3000 3500 ces trains d’ondes pendant de nombreuses heures. L’énergie diminue au cours du temps avec deux effets  : la dispersion géométrique et les pertes d’énergie liées au fait que la Terre n’est pas tout à fait un matériau élastique sans perte. Si on réalise un enregistrement très long pour un fort tremblement de terre, on mesure sur le spectre de fréquences des « pics » qui sont les modes propres de a Temps (secondes à partir de 00:04:15 UT) b O o 0 » e ee, CO CO, C> co CO CP so Images de la physique Carte des reliefs mondiaux. La topographie du fond de la mer s’explique par la tectonique des plaques. On note les dorsales qui parcourent le fond des océans sur plus de 60 000 km de long. (Source  : X. Le Pichon et al., www.svt-monde.org/spip.php ? article44). 18 octobre 1989 00:04:15.240 S S Zone d’ombre des ondes S vibration de la Terre. Leurs fréquences sont caractéristiques de la structure interne de notre planète. Si la Terre était vraiment sphérique, les « pics » seraient des « pics simples » ; en fait, la rotation de la Terre et la présence d’hétérogénéités non sphériques provoquent la séparation de ces pics en plusieurs pics de fréquences légèrement différentes, déterminées par ces hétérogénéités. Ondes de surface S S Noyau liquide P Manteau 1. Ondes sismiques. (a) Exemple de sismogramme (séisme de Loma Prieta, dans la baie de San Francisco en Californie, le 17 octobre 1989, observé en Finlande). (Source  : Princeton earth physics project). (b) Différents types d’ondes sismiques. P et S  : ondes de volume du manteau, compressives (P) ou de cisaillement (S). PKP  : ondes de compression qui traversent le noyau liquide. PKIKP  : ondes de compression qui traversent le noyau liquide et le noyau solide (la graine). Les zones d’ombre pour les ondes S et P, dues à la présence du noyau liquide, sont indiquées. Foyer Noyau solide P P P PKIKP PKP Zone d’ombre des ondes P Zone d'ombre des e » > a Reflets de la Physique n°56 5



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