Projet — Géophysique & Sismologie — Manon, Adrien & Elie
Ondes Sismiques & Terre intérieure.
Chaque tremblement de terre envoie dans les entrailles de la Terre des ondes qui en révèlent la structure.
En mesurant leur vitesse et leur trajectoire, les géophysiciens ont cartographié les couches internes
de notre planète — sans jamais y descendre. Une radiographie de l'inaccessible,
rendue possible par la physique des ondes.
SismologieOndes P & SStructure terrestreGéophysiqueSimulations
Vocabulaire essentiel — Avant de commencer
Séisme
Qu'est-ce qu'un tremblement de terre ?
Un séisme est une libération soudaine d'énergie dans la lithosphère terrestre, causée par la rupture
brutale d'une faille — une fracture dans les roches soumises à des contraintes.
Cette rupture génère des ondes élastiques qui se propagent dans toutes les directions
à travers la Terre, comme les rides à la surface de l'eau après y avoir jeté une pierre.
C'est ces ondes que les sismographes enregistrent — et que les géophysiciens analysent.
Hypocentre & Épicentre
Où commence le séisme ?
L'hypocentre (ou foyer) est le point en profondeur dans la croûte terrestre
où la rupture se produit et d'où les ondes partent. Il peut se situer de quelques kilomètres
à plusieurs centaines de km de profondeur.
L'épicentre est la projection de l'hypocentre à la surface de la Terre —
le point en surface situé juste au-dessus du foyer. C'est là que les dégâts sont généralement les plus importants.
Types d'ondes — Surface et volume
Deux familles, deux rôles
Lors d'un séisme, plusieurs types d'ondes sont générées simultanément. On les regroupe en deux grandes familles :
les ondes de surface, qui se propagent le long de l'enveloppe terrestre, et les ondes de volume,
qui traversent l'intérieur de la Terre en profondeur. Ce sont ces dernières qui nous intéressent le plus —
elles sont nos yeux dans les entrailles de la planète.
Ondes de surface
Love & Rayleigh
Les ondes de Love (L) font osciller le sol horizontalement, comme un serpent.
Les ondes de Rayleigh (R) font tourner les particules en ellipse, comme des vagues à la surface de l'eau.
Ce sont les plus destructrices lors des séismes, car elles concentrent leur énergie en surface.
En revanche, elles ne traversent pas l'intérieur de la Terre — elles ne nous renseignent pas directement
sur les couches profondes.
Se propagent en surfaceTrès destructrices
Ondes de volume
P & S — les éclaireurs
Les ondes P (Primaires) et S (Secondaires) traversent l'ensemble du globe
en profondeur. Elles sont enregistrées par des stations sismiques réparties sur toute la surface de la Terre.
En comparant leurs temps d'arrivée, leurs trajectoires et leurs vitesses dans différentes zones,
les géophysiciens reconstruisent la structure interne de notre planète — comme un scanner médical
qui utiliserait les ondes acoustiques.
Traversent le globeClé de la géophysique
Animation — Mouvement des particules : onde P vs onde S
Onde P (en haut) : les particules se compriment et se dilatent dans la direction de propagation — comme un ressort qu'on pousse.
Onde S (en bas) : les particules oscillent perpendiculairement à la direction de propagation — comme une corde qu'on fait vibrer.
L'onde P est toujours plus rapide que l'onde S dans un même milieu.
Onde P — Primaire
Compression et dilatation
L'onde P comprime puis dilate la matière dans la direction où elle avance.
Elle peut traverser tous les états de la matière : solide, liquide et gaz.
Sa vitesse est d'environ 6 km/s dans la croûte, et peut atteindre 14 km/s dans le noyau interne.
C'est elle qu'on entend en premier après un tremblement de terre — d'où son nom "Primaire".
Elle produit souvent une sorte de grondement sourd.
Onde S — Secondaire
Cisaillement transversal
L'onde S fait cisailler la matière perpendiculairement à sa direction de propagation.
Contrairement à l'onde P, elle ne peut traverser que les solides — les liquides
et gaz n'ont pas de rigidité en cisaillement.
Sa vitesse est d'environ 3,5 km/s dans la croûte.
C'est cette propriété essentielle qui a permis de découvrir que le noyau externe de la Terre est liquide :
les ondes S s'y arrêtent.
Comment les distinguer ? Les stations sismiques enregistrent les deux types d'ondes sur le même capteur.
L'onde P arrive toujours en premier (elle est plus rapide), suivie de l'onde S quelques secondes plus tard.
La différence de temps d'arrivée entre les deux — appelée délai S-P — permet de calculer
la distance entre la station et l'épicentre du séisme. Trois stations suffisent pour le localiser précisément.
Schéma — Localisation d'un séisme
Chaque station sismique mesure le délai S-P, c'est-à-dire l'écart de temps entre l'arrivée de l'onde P et l'onde S.
Comme la différence de vitesse entre ces deux ondes est constante et connue, ce délai permet de calculer directement la distance qui sépare la station de l'épicentre.
On trace alors un cercle centré sur la station, dont le rayon correspond à cette distance.
En répétant l'opération pour trois stations différentes, les trois cercles se croisent en un unique point — c'est précisément là que se trouve l'épicentre.
Vitesses des ondes — Un miroir de la structure interne
La vitesse comme empreinte du milieu
La vitesse d'une onde sismique n'est pas constante. Elle dépend des propriétés physiques du milieu traversé :
sa rigidité, sa densité, son état (solide ou liquide).
Un changement brutal de vitesse signale une discontinuité — une frontière entre deux types de roches,
ou entre deux états de la matière. C'est ainsi que les géophysiciens ont cartographié les grandes couches de la Terre,
sans jamais y descendre.
Profil de vitesse — Ondes P et S en fonction de la profondeur
Survoler les zones colorées pour afficher les informations sur chaque couche.
Les courbes montrent les modèles PREM (Preliminary Reference Earth Model, Dziewonski & Anderson, 1981).
Les sauts de vitesse indiquent des discontinuités majeures : la discontinuité de Moho (croûte/manteau),
la discontinuité de Gutenberg (manteau/noyau externe), et la discontinuité de Lehmann (noyau externe/noyau interne).
Remarque : l'onde S disparaît complètement dans le noyau externe — preuve de son état liquide.
Réfraction et réflexion aux interfaces. Comme la lumière qui se courbe en passant de l'air à l'eau,
les ondes sismiques se réfractent (changent de direction) lorsqu'elles franchissent une frontière entre deux couches.
Si le changement de vitesse est brutal, une partie de l'onde est aussi réfléchie vers la surface.
Ces phénomènes produisent des "zones d'ombre" — des régions du globe où certaines ondes n'arrivent jamais —
qui ont été décisives pour comprendre la structure interne de la Terre.
Coupe de la Terre — Propagation des ondes P et S
La zone d'ombre P (en bleu) correspond aux angles entre ~104° et ~140° depuis l'hypocentre — les ondes P ne s'y propagent pas directement car elles sont réfractées par le noyau externe.
La zone d'ombre S (en rose) couvre tout l'hémisphère au-delà de ~104° — les ondes S sont bloquées par le noyau externe liquide.
Grandes découvertes — L'intérieur de la Terre révélé
Cartographier l'inaccessible
Les ondes sismiques ont permis de reconstituer la structure interne de la Terre en quelques décennies —
un exploit comparable à radiographier un objet sans l'ouvrir.
Ces découvertes ont toutes reposé sur le même principe : une anomalie dans les données de vitesse ou de trajectoire,
qui ne pouvait s'expliquer que par l'existence d'une nouvelle couche.
1889
Premiers enregistrements sismiques à distance
Ernst von Rebeur-Paschwitz enregistre pour la première fois un séisme japonais depuis l'Allemagne grâce à un pendule horizontal. La sismologie instrumentale naît — les ondes peuvent traverser tout le globe et être mesurées de l'autre côté.
1909
Mohorovičić découvre la discontinuité croûte/manteau
Le géophysicien croate Andrija Mohorovičić analyse un séisme balkanique et remarque que les ondes P
arrivent en deux temps distincts à certaines stations. Il en déduit qu'il existe
une interface à environ 30-50 km de profondeur où la vitesse des ondes augmente brusquement :
la discontinuité de Moho, frontière entre la croûte et le manteau.
Croûte / Manteau
1913
Gutenberg découvre le noyau externe liquide
Beno Gutenberg observe qu'au-delà de 105° de distance angulaire depuis l'épicentre,
les ondes P disparaissent dans une zone d'ombre, et que les ondes S
ne se propagent plus du tout au-delà. Il en conclut qu'à 2 900 km de profondeur,
la matière change d'état — le noyau externe est liquide.
Sa frontière avec le manteau est appelée discontinuité de Gutenberg.
Manteau / Noyau externe
1936
Inge Lehmann découvre le noyau interne solide
La sismologue danoise Inge Lehmann remarque des ondes P qui arrivent à l'intérieur même de la
zone d'ombre — là où rien ne devrait parvenir. Elle propose l'existence d'un noyau interne solide
(à 5 100 km de profondeur) qui réfléchit et réfracte ces ondes de manière à les rediriger vers la surface.
C'est l'une des plus belles découvertes de la géophysique du XXe siècle.
Noyau interne solide
1981
PREM — Le modèle de référence de la Terre
Dziewonski et Anderson publient le Preliminary Reference Earth Model,
qui synthétise des milliers de données sismiques mondiales en un profil de référence
des vitesses et densités de la Terre en fonction de la profondeur.
Ce modèle reste la référence internationale en géophysique.
Auj.
Tomographie sismique — scanner de la Terre entière
En combinant des milliers de séismes enregistrés par des réseaux mondiaux, les géophysiciens
réalisent des images 3D des variations de vitesse dans le manteau.
Ces cartes révèlent des panaches de roches chaudes et lentes (points chauds),
des zones de subduction (plaques froides et rapides), et même les traces d'anciens continents engloutis.
Structure actuelle de la Terre (modèle PREM).
De la surface vers le centre : Croûte (0–30 km, v_P ≈ 6 km/s) →
Manteau supérieur (30–660 km, roches silicatées solides, v_P jusqu'à 10 km/s) →
Manteau inférieur (660–2 900 km, plus dense, v_P ≈ 13 km/s) →
Noyau externe (2 900–5 100 km, fer-nickel liquide, onde S = 0) →
Noyau interne (5 100–6 371 km, fer-nickel solide, v_P ≈ 11–14 km/s).
Toutes ces couches ont été découvertes par les ondes sismiques.
Mémo — Jeu de mémoire interactif
Retrouver les paires
Associe chaque terme sismologique à sa définition. 8 paires à trouver — chaque carte retournée révèle
un concept clé du cours.
Tentatives : 0
Paires trouvées : 0/8
Meilleur score : —
Bravo — toutes les paires trouvées ! Score final : tentatives.
Ressource vidéo — NotebookLM
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Ressource NotebookLM
Bibliographie
Sources · Sismologie, structure interne de la Terre · 2024-2025
01
Dziewonski A.M., Anderson D.L.
Preliminary reference Earth model (PREM)
Physics of the Earth and Planetary Interiors · 1981 · Vol. 25(4), pp. 297-356 · DOI: 10.1016/0031-9201(81)90046-7
