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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 » > Au milieu du 20 e siècle, les données sismologiques nous ont informé sur les propriétés élastiques moyennes  : densité et vitesses des ondes de compression et de cisaillement en fonction de la profondeur (fig. 2). L’apport de la physique des matériaux a permis de connaitre la composition moyenne des différentes couches  : le manteau principalement constitué de silicates, le noyau externe liquide très riche en fer (avec 10% d’éléments légers) et la graine solide encore plus concentrée en fer. Dans le manteau supérieur, plusieurs discontinuités de structure globales ont été identifiées comme étant dues aux transformations de phase des silicates en fonction de la pression et de la température. Une nouvelle transformation de phase, découverte récemment (en 2004) dans la pérovskite de magnésium (MgSiO 4, désormais appelée bridgmanite), composant principal du manteau inférieur, pourrait être associée à une discontinuité sismique observée dans certains endroits autour du globe, à environ 200-300 km au-dessus de la limite noyau-manteau. a Croûte Olivine Pyroxène Grenat Pérovskites 6 Reflets de la Physique n°56 Solide Liquide < > Solide Noyau intérieur (graine) Noyau extérieur Couche D» Manteau inférieur Manteau supérieur Oxydes Alliage de fer Comportement dynamique de l’intérieur de la Terre La structure moyenne de la Terre (en « pelures d’oignon ») nous en donne une image statique, mais ne nous renseigne pas sur les processus dynamiques à l’origine des mouvements des plaques tectoniques. En effet, depuis la fin des années 1960, on sait que la Terre est couverte d’une vingtaine de plaques lithosphériques, d’une épaisseur moyenne de 40 km, qui se déplacent les unes par rapport aux autres à la surface. Les déformations sont concentrées à leurs frontières (fig. 3). Le long de zones de divergence (appelées dorsales ou rides), au milieu des océans, une nouvelle croûte se forme en permanence et repousse les plaques, ce qui les fait s’écarter (fig. 3a) ; dans les zones de subduction, les plaques plongent dans le manteau (fig. 3b) ; il y a aussi des zones, comme la faille de San Andreas en Californie, où les plaques coulissent l’une le long de l’autre (fig. 3c). La théorie de la tectonique des plaques explique ainsi un grand nombre d’observations de surface. Profondeur (km) 0 1000 2000 Densité 3000 4000 5000 6000 o Vitesse des ondes (km/s) 4 6 8 10 12 14 0 Vitesse des ondes de compression Vitesse des ondes de cisaillement Vitesse des ondes de cisaillement Vitesse des ondes de compression Couche D» 50 100 150 200 Densité 250 300 4 6 8 10 12 14 Densité (10 6 g/m 3) b 2. Propagation des ondes sismiques à l’intérieur de la Terre. (a) Modèle de l’intérieur de la Terre. La croûte et le manteau sont formés d’oxydes cristallins, tels que l’olivine, le pyroxène et le grenat dans le manteau supérieur, et des silicates de structure pérovskite dans le manteau inférieur. Le noyau est un alliage de fer, liquide à l’extérieur et solide au centre. (b) Variation de la densité (courbe bleue) et de la vitesse des ondes élastiques de compression (courbes violettes) et de cisaillement (courbes vertes) avec la profondeur dans le modèle de référence PREM (Preliminary Reference Earth Model, Dziewonski et Anderson, 1981). Dans le manteau, les vitesses des ondes augmentent avec la profondeur, avec des discontinuités à 400 et 600 km de profondeur. Les discontinuités noyau-manteau et graine-noyau liquide sont bien visibles, avec une vitesse de cisaillement nulle dans le noyau liquide, et à nouveau non nulle dans la graine solide. (Source  : R. Jeanloz et T. Lay, «The Core-Mantle Boundary», Scientific American, 268, n°5 (1993) 48-55). 350 Pression (Gigapascals) Alfred Wegener a proposé la théorie de la « dérive des continents » dès le début du 20 e siècle (1915). Mais, pendant longtemps, cette théorie n’a pas été acceptée, faute de comprendre l’origine des forces en jeu. On sait maintenant que le manteau terrestre, solide aux échelles de temps courts, se comporte comme un matériau visqueux à long terme et rend possible l’écoulement de matière par convection. Cette convection est alimentée par le refroidissement séculaire de la Terre et la production de chaleur dans le manteau terrestre par radioactivité. Les courants de convection dans le manteau terrestre ont des vitesses de quelques cm par an, du moins près de la surface. On peut le constater en mesurant le déplacement relatif des plaques, mues par des courants ascendants qui font monter le magma issu du manteau supérieur, formant la nouvelle croûte dans les zones de dorsales océaniques, ainsi que des courants descendants qui entrainent les plaques dans le manteau dans les « zones de subduction ». Ces idées simples expliquent une très grande partie des observations de surface, mais pas toutes. Par exemple, les variations du flux de chaleur à la surface et de la topographie des fonds marins en fonction de la distance à la dorsale (c’est-à-dire de l’âge de la plaque) ne sont pas celles attendues. Y a-t-il des sources de chaleur sous le milieu des plaques autres que celles qui sont responsables de la circulation principale définie par les rides et les zones de subduction ? Deux hypothèses ont été proposées  : Présence d’une convection secondaire ? Lors d’expériences de laboratoire dans un fluide en convection – chauffé par le bas, refroidi par le haut – et recouvert d’une plaque mobile, il se forme des rouleaux de convection secondaire, alignés parallèlement au mouvement de la plaque  : les rouleaux de Richter. Ils n’ont pas été observés de manière convaincante jusqu’à présent dans le cas de la Terre. Présence de volcanisme intra-plaque ? La tectonique des plaques explique le volcanisme en bordure de plaque. Par contre, elle ne permet pas de comprendre la présence des chaines de volcans « de points chauds » au milieu de l’océan Pacifique, alignés dans la direction du déplacement de la plaque et dont l’âge augmente avec la distance à la dorsale, comme à Hawaï. Tuzo Wilson a proposé en 1963 l’existence de « panaches volcaniques »  : ces volcans correspondraient
a b C c 3. Manifestations de la tectonique des plaques en surface. (a) Formation des plaques dans les dorsales, là où les plaques s’écartent l’une de l’autre. (b) Subduction d’une plaque sous une autre, là où elles convergent (avec volcanisme associé). (c) Les deux plaques coulissent l’une par rapport à l’autre, comme dans le cas de la Californie le long de la faille de San Andreas. à l’arrivée à la surface de la Terre de panaches de matière chaude, dont la racine serait fixée quelque part dans le manteau profond, au niveau d’une couche limite pour la convection. Jason Morgan suggéra en 1972 que les racines des panaches se trouveraient à la limite entre le manteau et le noyau. Nos travaux sont en accord avec cette hypothèse. Des panaches individuels commencent à être discernés dans notre dernier modèle du manteau profond. Ils sont beaucoup plus gros que les panaches classiques obtenus en laboratoire et par les calculs numériques de convection dans des fluides chauffés par le bas. Nous obtenons maintenant des structures de l’ordre de 1000 km de diamètre. Étant donné la résolution latérale limitée des modèles tomographiques, en réalité leur diamètre pourrait être plus faible, de l’ordre d’un facteur deux, mais il ne serait pas possible de les voir avec nos techniques actuelles si leur diamètre était cinq fois plus petit, comme l’exigent les modèles basés sur une convection d’origine purement thermique. Si leur taille est confirmée, cela démontrerait que ces panaches n’ont pas uniquement une origine thermique et/ou que la rhéologie du manteau profond, telle qu’on la conçoit, est à revoir. Une couche de composition différente à la base du manteau pourrait alimenter ces panaches et fixer leur position pendant des centaines de millions d’années. Que voit-on à l’intérieur de la Terre par les méthodes tomographiques ? Pour comprendre et décrire la dynamique interne de notre planète, il est nécessaire d’aller au-delà de la description en couches concentriques de symétrie sphérique, et de cartographier les variations latérales de température et de composition. Pour cela, on fait appel à la tomographie sismique, une imagerie qui repose sur le même principe que l’imagerie médicale, et qui utilise les enregistrements par un réseau de détecteurs des ondes émises par les tremblements de terre pour cartographier en trois dimensions la structure interne du manteau. On part d’un modèle de référence, par exemple un modèle de structure à couches concentriques sphériques homogènes. Les temps de propagation des ondes sont mesurés et comparés à ceux du modèle de référence. Les différences sont expliquées par des écarts de vitesses élastiques, que l’on peut localiser à l’intérieur de la Terre avec plus ou moins de précision. Ces variations de propriétés élastiques sont ensuite interprétées en termes de variations de température (la vitesse de propagation des ondes dans un solide décroît quand la température augmente) et de composition ; mais, au premier ordre, on peut en général négliger l’effet des variations de composition. La difficulté de la tomographie sismique vient du fait que les seules sources naturelles d’énergie suffisante sont les tremblements de terre, essentiellement distribués à la limite des plaques. De plus, la distribution des capteurs sismiques n’est pas non plus uniforme autour du globe, car il est encore de nos jours difficile et très coûteux de placer des capteurs de haute qualité au fond des océans, qui pourtant couvrent les deux tiers de la surface de la Terre. Images de la physique Pendant les trente dernières années, l’instrumentation a fait des progrès importants avec la construction de sismomètres très sensibles, de très large bande passante, qui permettent d’enregistrer toutes les fréquences utiles pour la sismologie globale. On représente la structure interne de la Terre, liée directement à sa dynamique, par des cartes de variations des vitesses sismiques à une profondeur donnée, repérées par rapport à la moyenne globale à cette profondeur (fig. 4). On peut aussi représenter des coupes verticales suivant des profils d’intérêt particulier. À 100 km de profondeur (fig. 4a), dans le manteau supérieur, la structure élastique reflète la tectonique des plaques  : on observe des régions chaudes (vitesses des ondes de cisaillement plus lentes que la moyenne) le long des dorsales océaniques, le refroidissement progressif de la plaque dans le Pacifique avec l’âge (quand on s’éloigne des dorsales), enfin des régions froides et épaisses au centre des continents – les « cratons », vieux de plusieurs milliards d’années. Derrière les zones de subduction du Pacifique, des régions chaudes correspondent à des zones d’extension associées au volcanisme « d’arrière-arc (b) ». La carte des reliefs mondiaux de la page 5 montre la topographie des fonds marins ; on peut noter la bonne corrélation entre la position des dorsales médio-océaniques et les régions de vitesse lente (donc plus chaudes) observées sur la figure 4a. À 600 km de profondeur (fig. 4b), l’image est très différente ; les seules traces de la tectonique de surface qui subsistent sont des bandes de vitesse des ondes plus rapide que la moyenne dans les zones de subduction de l’ouest du Pacifique et en Amérique du Sud, qui expriment la présence des plaques froides qui replongent dans le manteau. À 1000 km (fig. 4c), ce qui correspond à environ un tiers de la profondeur du manteau (haut du manteau inférieur), il ne reste des régions froides que dans quelques zones de subduction. La couche de transition entre le manteau supérieur et le manteau inférieur, où la viscosité augmente considérablement (d’un facteur de l’ordre de 30), serait un frein au plongement des plaques au fond du manteau. À 2800 km de profondeur (fig. 4d), 100 km au-dessus de la limite noyaumanteau, la structure a changé complètement avec, maintenant, des structures de » > Reflets de la Physique n°56 7



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