Personne n'ira jamais au centre de la Terre : comment sait-on ce qu'il y a dedans ?
― Dans la « zone d'ombre » où les secousses n'auraient pas dû arriver, de faibles secousses sont arrivées
Le trou le plus profond jamais creusé par l'humanité ne descend qu'à un peu plus de 12 kilomètres. Le centre de la Terre, lui, est à près de 6 400 kilomètres. Pourtant, on sait qu'une boule de fer solide s'y trouve. L'indice : une région que les secousses des séismes n'atteignent pas, et de petites secousses qui y sont pourtant parvenues.
Au marché, certains tapotent une pastèque de la paume et écoutent le son. Sans l'ouvrir, on devine à peu près si elle est bien pleine ou creuse.
Les scientifiques qui ont sondé l'intérieur de la Terre ont fait quelque chose de très proche. Ici, c'est un séisme qui frappe. Quand un grand séisme se produit, les secousses traversent la Terre et atteignent les sismomètres de l'autre côté du monde.
Mais en rassemblant les enregistrements du monde entier, on a remarqué quelque chose d'étrange : il existe sur le globe une « bande » où les secousses n'arrivent presque pas.
Deux indices principaux
Autour de la Terre, dans une certaine plage de distance à partir de l'épicentre, presque aucune secousse n'arrive. C'est qu'un grand objet, à l'intérieur, dévie le trajet des ondes.
Dans cette ombre où rien ne devait arriver, on a enregistré de faibles secousses. Elles s'expliquent si l'on suppose qu'un autre objet se cache plus profond encore, au cœur de ce « quelque chose ».
Le premier indice montre que « la Terre possède un noyau liquide ». Le second, que « au centre de ce noyau se trouve une boule solide ». Reprenons dans l'ordre.
Une « ombre » de secousses se forme à l'intérieur de la Terre
Les secousses d'un séisme avancent dans la Terre sous forme d'ondes. Une onde change de direction à la frontière où sa vitesse change. C'est le même mécanisme qui fait paraître brisée une paille plongée dans l'eau : la lumière se courbe en entrant dans l'eau.
Au début des années 1900, les enregistrements des sismomètres du monde entier se sont peu à peu accumulés. On a alors constaté que, dans une bande située à environ 104 à 140 degrés d'angle de l'épicentre, les premières secousses, pourtant attendues, n'étaient presque pas enregistrées. Près du centre de la Terre se trouve une grande masse où les ondes ralentissent brusquement ; elles s'y courbent et sautent par-dessus cette bande.
Regardez la figure 1. Imaginez qu'un séisme se produit au point du haut. Avec le curseur, vous déplacez la station d'observation et voyez jusqu'où les secousses arrivent en ligne droite, et où commence l'ombre.
En calculant où commence la bande d'ombre, on a trouvé que la frontière avec le noyau se situe à environ 2 900 kilomètres sous la surface. Vers 1913, le sismologue allemand Gutenberg aurait déterminé cette profondeur.
Un autre indice a été décisif. Il existe deux sortes d'ondes sismiques : l'une comprime dans le sens de la marche, l'autre cisaille latéralement. L'onde de cisaillement ne peut pas traverser un liquide. Or ces ondes latérales n'arrivaient pas du tout de l'autre côté du noyau. On en a conclu que la partie externe du noyau est liquide.
De faibles secousses dans l'ombre ont révélé un second noyau
C'est ici qu'entre en scène la sismologue danoise Inge Lehmann. Elle étudiait les enregistrements d'un grand séisme survenu en Nouvelle-Zélande en 1929. Elle remarque alors que des stations situées dans la bande d'ombre ont elles aussi reçu des secousses faibles, mais bien nettes.
Avec un simple noyau liquide, rien ne devrait arriver là. Lehmann imagine qu'il existe au centre du noyau une autre masse, où les ondes vont plus vite. Si les ondes y rebondissent ou s'y courbent, un peu d'énergie peut retomber dans l'ombre. Les pointillés de la figure 1 montrent ce trajet.
En 1936, elle publie cette idée dans un article. Son titre, très court, se réduit au symbole d'une seule onde. On raconte qu'elle recopiait les enregistrements des stations sur des fiches, rangées dans des boîtes de flocons d'avoine vides.
La figure 2 montre la vitesse des ondes de compression selon la profondeur, telle que la recherche actuelle la connaît. Elle chute brusquement à l'entrée du noyau, puis remonte en entrant dans la boule centrale. Ces deux « marches » créent la bande d'ombre et les faibles secousses qui s'y trouvent.
Lehmann avait montré qu'« il existe au centre une masse où les ondes vont plus vite ». Que cette masse soit réellement solide n'a été solidement établi que dans les années 1970. Après un très grand séisme, toute la Terre vibre faiblement pendant des jours, comme une cloche. C'est l'étude fine de ces vibrations qui l'aurait montré. Lehmann a vécu jusqu'à 104 ans et a pu en voir le résultat.
Une échographie à l'hôpital envoie aussi des sons dans le corps et lit l'intérieur grâce aux échos. L'étude de la Terre repose sur la même idée. Aujourd'hui encore, on rassemble les enregistrements des sismomètres du monde entier pour dessiner des cartes de l'intérieur de la Terre.
En résumé
Personne ne peut aller au centre de la Terre. Pourtant, en comparant dans le monde entier « où les secousses arrivent et où elles n'arrivent pas », on a fini par en deviner l'intérieur. La bande d'ombre sans secousses a révélé un noyau liquide. Les faibles secousses arrivées dans l'ombre ont révélé la boule solide du centre.
Ce qu'on ne voit pas se devine à la forme de son ombre.
Et une petite exception dans l'ombre nous en révèle un peu plus, plus profond encore.
Pourquoi la boule centrale, si chaude, ne fond pas ? C'est expliqué dans « Le centre de la Terre est aussi chaud que la surface du Soleil : pourquoi ne fond-il pas ? ». Pour la différence entre les deux sortes d'ondes, voir « Pourquoi la petite secousse sèche d'un séisme arrive-t-elle avant la grande houle ? » ; pour le mécanisme de la courbure des ondes à une frontière, « Pourquoi une paille plongée dans l'eau paraît-elle brisée ? ». Et l'histoire d'un âge de la Terre découvert non pas sous terre, mais grâce au plomb des météorites, se trouve dans « Comment sait-on que la Terre a 4,6 milliards d'années ? ».
- Dans une pièce sombre, éclairez avec une lampe de poche un verre rond rempli d'eau, par le côté. Sur le mur d'en face, vous verrez une bande lumineuse concentrée et une zone sombre.
- Videz le verre et recommencez. La lumière ne tombe plus de la même façon. Quand le contenu change, la « forme de l'ombre » change.
- Ensuite, demandez à quelqu'un de cacher un objet dans une boîte, et essayez de deviner ce que c'est rien qu'au son des petits coups ou à la sensation en la secouant. C'est une petite version de ce que les scientifiques ont fait avec la Terre.
Les ondes sismiques et la lumière ne sont pas la même onde, mais toutes deux se courbent à une frontière où la vitesse change. Ne dirigez jamais la lampe directement vers les yeux.
Pour aller plus loin ― termes, formules et liens avec les manuelsDu collège à l'université : chaque passage indique son niveau
- CollègeNiveau du cours de sciences au collège
- LycéeNiveau du cours de géologie ou de physique au lycée
- Lycée+Approfondissement du lycée, ou encadré de manuel
- UniversitéMatière spécialisée de l'université (sismologie, géophysique de la Terre solide), non vue au lycée
- RechercheSujet encore en cours d'étude, pas même enseigné comme acquis à l'université
CollègeVocabulaire : ce phénomène a des noms
- Ondes P et S : l'onde P comprime dans le sens de la marche (onde longitudinale), l'onde S cisaille latéralement (onde transversale). L'onde S ne se propage pas dans un liquide.
- Zone d'ombre : plage d'environ 104 à 140 degrés de l'épicentre où les ondes P directes n'arrivent pas. Les ondes S n'arrivent pas du tout au-delà d'environ 104 degrés.
- Noyau externe et noyau interne : la couche de fer liquide, de 2 900 à 5 150 km de profondeur environ, est le noyau externe ; la boule de fer solide à l'intérieur, de rayon environ 1 220 km, est le noyau interne.
- Distance épicentrale : l'angle, vu depuis le centre de la Terre, entre l'épicentre et la station. C'est l'angle du curseur de la figure 1.
CollègeLycéeVérifions par le calcul : combien de minutes une secousse met-elle à traverser le centre de la Terre ?
Prenons une secousse qui arrive de l'autre côté exact du séisme (distance épicentrale de 180 degrés) en passant en ligne droite par le centre. On calcule le temps passé dans chacune des trois couches, puis on additionne.
| En symboles | t ＝ L1 ／ v1 ＋ L2 ／ v2 ＋ L3 ／ v3 |
| En mots | Temps de trajet ＝ somme, pour les trois couches, de « distance parcourue ÷ vitesse dans la couche » |
| D'où vient cette formule ? | On résout « vitesse ＝ distance ÷ temps » pour le temps, puis on additionne par tronçons de vitesse différente (comme dans les calculs de vitesse du collège, où l'on découpe le trajet en tronçons) |
| Symbole | Sens et unité |
| t | Temps mis par les secousses pour atteindre l'autre côté (secondes) |
| L1, L2, L3 | Distances parcourues dans le manteau, le noyau externe et le noyau interne (km). Comme on passe par le centre, c'est deux fois l'épaisseur de chacun |
| v1, v2, v3 | Vitesse moyenne approximative des ondes P dans chaque couche (km/s) |
| Distance dans le manteau (2 fois l'épaisseur d'environ 2890 km) | 5780 km |
| Distance dans le noyau externe (2 fois l'épaisseur d'environ 2260 km) | 4520 km |
| Distance dans le noyau interne (2 fois le rayon d'environ 1220 km) | 2440 km |
| Vitesse moyenne des ondes P (manteau / noyau externe / noyau interne, approximative) | 11 km/s ／ 9 km/s ／ 11 km/s |
| Diamètre de la Terre | 12742 km |
| Temps dans le manteau (s) | 5780 ÷ 11 ≒ 525 |
| Temps dans le noyau externe (s) | 4520 ÷ 9 ≒ 502 |
| Temps dans le noyau interne (s) | 2440 ÷ 11 ≒ 222 |
| Total manteau + noyau externe (s) | 525 ＋ 502 ＝ 1027 |
| Total des trois couches t (s) | 1027 ＋ 222 ＝ 1249 |
| En minutes | 1249 ÷ 60 ≒ 20.8 |
| Comparaison : même distance à la vitesse du son dans l'air (0,34 km/s) (s) | 12742 ÷ 0.34 ≒ 37476 |
| En heures | 37476 ÷ 3600 ≒ 10.4 |
Selon ce calcul, les secousses atteignent l'autre côté de la Terre en environ 21 minutes. Dans les observations réelles aussi, une secousse qui traverse le centre met environ 20 minutes. Un son dans l'air mettrait plus de 10 heures. En comparant ces « délais d'arrivée » dans les stations du monde entier, on a retrouvé par le calcul la vitesse et la profondeur de chaque couche. Le fait que seul le noyau externe soit lent correspond à la marche de la figure 2.
LycéeLycée+Pourquoi une onde se courbe-t-elle à une frontière, et pourquoi une ombre apparaît-elle ?
LycéeQuand une onde entre en biais dans un milieu où sa vitesse est différente, elle change de direction (réfraction). C'est comme la lumière passant de l'air à l'eau. Au bas du manteau, l'onde P va à environ 14 km/s ; en entrant dans le noyau externe, elle tombe à environ 8 km/s. Une onde qui entre dans un milieu plus lent se courbe vers la normale à la frontière. Ainsi, l'onde entrée dans le noyau externe est déviée vers le centre, saute par-dessus la bande de 104 à 140 degrés de la surface et ressort au-delà.
Lycée+Dans le manteau, la vitesse augmente avec la profondeur. Le trajet des ondes n'est donc pas une droite, mais un arc incurvé vers le bas (les lignes fines de la figure 1). Les ondes S, elles, ne traversent pas le liquide : au-delà du noyau externe, elles n'arrivent pas, et tout ce qui est au-delà d'environ 104 degrés est dans l'ombre. En combinant l'ombre des ondes P et celle des ondes S, on a conclu que le noyau externe est liquide.
UniversitéLoi de Snell et courbes de temps de trajet : remonter à l'intérieur
Le sens de la réfraction est donné par la loi de Snell. Dans une Terre sphérique, on suit le trajet à l'aide d'une grandeur qui reste constante le long de chaque rayon sismique (le paramètre du rayon). Le graphique des temps d'arrivée en fonction de la distance épicentrale s'appelle la courbe de temps de trajet. Le calcul qui remonte aux vitesses selon la profondeur à partir des courbes de nombreux séismes s'appelle tomographie sismique, ou problème inverse. Les ondes qui traversent le noyau interne portent des noms de symboles qui les distinguent de celles qui ne traversent que le noyau externe. La solidité du noyau interne a été confirmée par l'analyse des oscillations libres de la Terre après les très grands séismes.
📖 Démonstration de la formule et approfondissements : Loi de Snell (Wikipédia, en japonais) ／ Zone d'ombre (Wikipédia, en japonais)
RechercheCe qu'on ne sait pas encore bien
- Le noyau interne tourne-t-il en décalage avec le reste ? Certains travaux rapportent qu'il tourne un peu plus vite que le manteau. D'autres concluent que ce décalage s'est arrêté, ou a changé de sens : le débat continue.
- Y a-t-il un autre noyau à l'intérieur du noyau interne ? Au cœur du noyau interne, certains travaux indiquent que la façon dont les ondes se propagent selon la direction change de nature. L'existence d'un « noyau du noyau interne » est encore en cours de vérification.
- Quand le noyau interne est-il né ? On pense que le fer se solidifie à mesure que la Terre refroidit, et que le noyau interne grossit peu à peu. Les estimations de sa naissance vont de quelques centaines de millions d'années à plus d'un milliard d'années.
Le contenu de cet article est donc, lui aussi, « une explication dans l'état actuel des connaissances ». La carte de l'intérieur de la Terre est redessinée à mesure que les enregistrements des sismomètres s'accumulent.
Liens avec les manuels (par niveau)
| Niveau | Matière et chapitre | Où dans cet article |
|---|---|---|
| Collège | Sciences « Les changements de la Terre (séismes) » · Maths « Vitesse » | Ondes P et S, vérification par le calcul |
| Lycée | Géologie « Structure interne de la Terre » · Physique « Réfraction des ondes » | Bande d'ombre, ondes courbées à la frontière |
| Lycée+ | Géologie « Propagation des ondes sismiques » | Trajet en arc, ombre des ondes S |
| Université | Sismologie · Géophysique de la Terre solide | Loi de Snell, courbes de temps de trajet, oscillations libres |
| Recherche | Rotation, structure et âge du noyau interne | Ce qu'on ne sait pas encore |
| ― | Lien avec la vie quotidienne | Même idée que l'échographie et les techniques qui « voient l'invisible grâce aux échos » |
- Lehmann, I. (1936) "P′", Publications du Bureau Central Séismologique International, Série A, Travaux Scientifiques, 14, 87–115.
- Gutenberg, B. (1914) Über Erdbebenwellen VIIA. Nachrichten der Königlichen Gesellschaft der Wissenschaften zu Göttingen.
- Bolt, B. A. "Inside the Earth: Evidence from Earthquakes", W. H. Freeman.
- Dziewonski, A. M. and Gilbert, F. (1971) Solidity of the inner core of the Earth inferred from normal mode observations. Nature, 234, 465–466.
- Inge Lehmann (Wikipédia en japonais, インゲ・レーマン)
- Zone d'ombre sismique (Wikipédia en japonais, シャドーゾーン)
※Cet article est une vulgarisation scientifique destinée au grand public. Les valeurs indiquées sont des ordres de grandeur et des estimations pour comprendre les mécanismes. Les profondeurs des couches internes de la Terre et les vitesses des ondes varient légèrement selon les études.