Couches de la Terre : ce que révèlent les ondes sismiques

Ce que vous observez

Les couches de la Terre sont la croûte, le manteau et le noyau, emboîtés dans une planète de 6371 km de rayon. Le modèle ci-dessus représente la Terre à l’échelle, avec un secteur retiré : ce rayon est réduit à un demi-mètre à l’écran. Les couches visibles sur les deux faces suivent les profondeurs de PREM, le Preliminary Reference Earth Model publié par Adam Dziewonski et Don Anderson en 1981. Toujours utilisé comme référence par les sismologues, PREM décrit la masse volumique et la vitesse des ondes à chaque profondeur par des formules simples.

Déplacez le curseur de profondeur dans l’onglet des commandes : un anneau blanc glisse de la surface vers le centre. Le panneau supérieur gauche affiche les valeurs PREM à cette profondeur : masse volumique, vitesse des deux types d’ondes sismiques, pression et pesanteur calculées à partir de la masse volumique. La température est différente. Elle ne fait pas partie de PREM : c’est une estimation arrondie en degrés Celsius issue de recherches publiées, dont l’incertitude est expliquée dans la section sur le noyau.

Lancez la lecture : un séisme se produit en haut de la coupe. Les lignes colorées suivent les trajectoires calculées dans le même modèle, et les points représentent les fronts d’onde avançant à la bonne vitesse. Une seconde à l’écran vaut une minute réelle, sauf modification de l’horloge des ondes.

Deux autres commandes concernent la coupe. Retrait des couches démonte la Terre depuis l’extérieur jusqu’au noyau interne nu. Graphique fait alterner masse volumique, vitesse des ondes, pression, température et pesanteur sous les valeurs, avec la profondeur de la sonde indiquée.

La barre inférieure ouvre huit autres scènes, construites à leur première sélection. Plaques montre les 52 plaques du modèle PB2002 de Peter Bird et leur mouvement actuel. Subduction traverse une fosse. Point chaud suit le Pacifique au-dessus de Hawaii. Dorsale écarte un fond océanique et y enregistre le champ magnétique. Convection schématise la circulation du manteau. Champ magnétique montre le champ créé par le noyau liquide et le déplacement de son pôle nord depuis 1590. Forages réunit les sondages et la mer les plus profonds. Labo sismique envoie les ondes d’un vrai séisme à trois sismomètres et permet de le localiser. Sous les commandes figurent huit tâches, 73 cas du catalogue sismique et de l’histoire géologique, et un fait que vous pouvez remplacer par un autre.

Comment savoir sans creuser

Le forage le plus profond, le forage superprofond de Kola en Russie, a atteint environ 12 kilomètres. Cela représente environ 0,2 pour cent du trajet vers le centre. Tout ce que nous savons plus bas repose sur des preuves indirectes, principalement deux.

La première est la masse terrestre. En connaissant l’attraction de la planète et sa taille, on déduit sa masse volumique moyenne : 5,972 × 10²⁴ kg divisés par un volume de 4/3·π·(6371 km)³ donnent 5,51 g/cm³. Les roches superficielles ne font que 2,6 à 2,9 g/cm³ : quelque chose de bien plus lourd doit se cacher dessous. Isaac Newton l’avait déjà supposé dans les années 1680.

La seconde vient des séismes. Un grand séisme envoie des ondes à travers la planète, et des milliers de sismomètres enregistrent leur arrivée. Ces temps dépendent de la vitesse à chaque profondeur ; des données assez nombreuses permettent de la retrouver couche par couche. PREM a été ajusté à environ 1000 périodes mesurées d’oscillations libres terrestres (la lente vibration de toute la planète après un grand séisme), environ 500 temps de parcours synthétiques, ainsi qu’à la masse et au moment d’inertie connus. Les auteurs l’ont ensuite confronté à 1,75 million d’autres arrivées P et S provenant de 12 ans de bulletins de l’International Seismological Centre.

La croûte et le Moho

À cette échelle, la croûte est un trait. PREM utilise une épaisseur moyenne de 24,4 km : 3 km d’océan, 12 km de croûte supérieure et 9,4 km de croûte inférieure. La réalité est moins régulière : environ 7 km sous les océans et 30 à 70 km sous les continents, avec un maximum sous les jeunes chaînes comme l’Himalaya.

La base de la croûte est une limite nette, le Moho, nommée d’après le sismologue croate Andrija Mohorovičić. Il l’a découverte en étudiant le séisme de 1909 de la vallée de Kupa (Kulpa), en Croatie. Les stations lointaines enregistraient deux groupes d’ondes P ; le second avait traversé en partie une couche plus rapide située en dessous. Dans PREM, la vitesse P passe de 6,8 km/s dans la croûte inférieure à 8,11 km/s sous le Moho, et la masse volumique de 2,90 à 3,38 g/cm³.

Le manteau : une roche solide qui flue

Le manteau comprend 2867 km de roche assez solide pour transmettre les ondes S, mais assez déformable pour fluer de quelques centimètres par an pendant des millions d’années. Ce fluage déplace les plaques tectoniques qui le recouvrent.

Deux sauts de vitesse le divisent. PREM les place à 400 km et 670 km ; d’autres modèles utilisent 410 et 660 pour décrire les mêmes transformations. La pression impose à l’olivine, principal minéral du manteau supérieur, des structures cristallines plus denses. Entre les deux se trouve la zone de transition. Sous 670 km commence le manteau inférieur, la couche la plus volumineuse.

La pression augmente vite. À la base de la croûte, elle vaut 0,6 GPa ; à 400 km, 13,4 GPa ; à 670 km, 23,8 GPa. À la base du manteau, à 2891 km, elle atteint 135,8 GPa. Divisée par la pression atmosphérique au niveau marin (101 325 Pa), cela donne 135,8 × 10⁹ ÷ 101 325 ≈ 1,34 million de fois.

Le noyau : liquide dehors, solide dedans

À 2891 km, la roche s’arrête. La masse volumique passe de 5,57 à 9,90 g/cm³, la vitesse P tombe de 13,72 à 8,06 km/s, et la vitesse S devient nulle. Un matériau incapable de transmettre une onde de cisaillement ne résiste pas au cisaillement : il est liquide. C’est le noyau externe, surtout du fer, avec du nickel et quelques pour cent d’éléments légers. Son lent brassage crée le champ magnétique terrestre.

À 5150 km, le fer redevient solide. Le noyau interne est plus chaud que le liquide qui l’entoure, mais la température de fusion du fer augmente avec la pression ; à 329 GPa, sa température est inférieure à son point de fusion. Quand la Terre refroidit lentement, le noyau interne grandit par solidification du fer liquide.

Les températures sont les nombres les plus incertains de cette page. Les estimations publiées pour le sommet du noyau externe vont d’environ 3000 à 4500 K. Pour la limite interne, les calculs de Dario Alfè et de ses collègues donnent 5400 à 5700 K ; les expériences de Simone Anzellini et de ses collègues en 2013 ont trouvé une fusion du fer à 6230 ± 500 K. Le panneau utilise des valeurs dans ces plages, affichées en degrés Celsius : 3900 °C à la limite noyau-manteau valent 3900 + 273 = 4173 K, et 5500 °C à la limite interne valent 5773 K. Ce sont des estimations arrondies, d’où le signe ≈.

Pourquoi les ondes se courbent

Les ondes sismiques se comportent comme la lumière traversant un verre d’épaisseur variable. En entrant dans une roche plus rapide, une onde s’écarte de la verticale. Dans le manteau, la vitesse augmente avec la profondeur : chaque rayon se courbe et remonte vers la surface.

Dans une sphère stratifiée, cette courbure suit une règle. Le long de chaque rayon, la quantité

p = r · sin(i) / v

reste constante. Ici, r est la distance au centre, i l’angle entre le rayon et la verticale, et v la vitesse. Le rayon repart vers le haut là où r / v descend jusqu’à p. Pour chaque trajet visible, l’exposition choisit p, descend dans PREM par pas de 2 km au plus jusqu’au retournement, puis reproduit symétriquement le trajet ascendant. Les temps de parcours sont additionnés en chemin, pour que les points arrivent au bon moment.

Les zones d’ombre

Suivez les rayons P : ils arrivent de plus en plus loin, jusqu’à ce que le plus profond effleure le noyau. Dans notre modèle, ce rayon atteint la surface à 99° du séisme après 13,7 minutes. Ceux qui plongent davantage entrent dans le noyau, où la vitesse chute de 13,72 à 8,06 km/s. Ce freinage les dévie fortement ; ils ressortent de l’autre côté de la Terre, à 145° ou plus.

Entre ces groupes, une bande de surface ne reçoit pas d’ondes P directes : la zone d’ombre P. Les manuels la placent habituellement entre 104° et 140°. Ses bords réels sont un peu flous, car des ondes contournent aussi le bord du noyau. Notre modèle de rayons simple les situe à 99° et 145°.

Les ondes S ne peuvent pas traverser le noyau liquide. Elles manquent entièrement au-delà d’environ 104°, dans la zone d’ombre S. Dans le modèle, le rayon S le plus lointain arrive à 104,3°. Activez les ondes S pour les voir toutes s’arrêter au noyau.

En 1936, la sismologue danoise Inge Lehmann a remarqué de faibles ondes P dans la zone d’ombre, où aucune ne devait arriver. Elle les a expliquées par un noyau plus petit et plus rapide au sein du liquide. Dans le modèle, les rayons aux plus petits p traversent le noyau interne et arrivent entre 128° et 180°.

Des nombres à vérifier

Masse volumique et vitesses proviennent directement des formules PREM. Pression et pesanteur sont calculées à partir de la seule masse volumique, par pas de 1 km. On additionne d’abord la masse à l’intérieur de chaque rayon, coquille par coquille, pour obtenir g = G·M(r) / r². Puis on additionne la pression depuis la surface avec le poids de chaque coquille, dP = ρ·g·dr. Deux vérifications confirment le calcul : la masse totale vaut 5,973 × 10²⁴ kg contre 5,972 × 10²⁴ kg mesurés, et la pesanteur superficielle 9,82 m/s².

Contrairement à une idée courante, la pesanteur ne décroît pas régulièrement quand on descend. Le noyau très dense la fait croître légèrement dans le manteau, jusqu’à un maximum de 10,69 m/s² au sommet du noyau, puis elle tombe à zéro au centre.

Localiser un séisme avec trois stations

Un sismomètre éloigné enregistre deux secousses distinctes avant les grandes ondes de surface. La première est l’onde P, la seconde l’onde S. Elles ont quitté la source ensemble, mais les S avancent dans le manteau à environ 55 % de la vitesse P. L’écart augmente donc avec la distance. Ce délai, le temps S−P, indique la distance au séisme.

Le Labo sismique le calcule avec le même PREM que la coupe, par la méthode tau-p des manuels. Pour chaque paramètre p, il additionne τ(p), l’intégrale de √(η² − p²)/r entre le retournement et la surface, avec η = r/v. La distance parcourue est l’opposé de la pente de τ en fonction de p, et le temps vaut τ + p × distance. Cela évite le pic problématique de racine carrée au retournement et fournit des tables de premières arrivées à toute profondeur de source. Pour un séisme proche de la surface :

Près de la source, chaque seconde de S − P vaut environ 7,5 km dans ce modèle (0,132 s par km sur le premier degré). Beaucoup de manuels arrondissent à 8 km. Plus loin, les ondes atteignent des roches profondes plus rapides et la relation se courbe : les sismologues utilisent donc des tables plutôt qu’un nombre unique.

Une distance place le séisme sur un cercle autour de la station. Une deuxième donne un cercle qui coupe le premier en deux points. Le troisième en choisit un. Les trois stations du laboratoire sont de vrais sismomètres du Global Seismographic Network, situés entre 15° et 90° du séisme et répartis en direction. Activez les cercles S-P : ils sont tracés à partir des seuls délais S−P. La première tâche cache l’épicentre d’un vrai séisme et demande de placer un repère à leur intersection.

La profondeur modifie un peu le résultat. Un séisme à 600 km envoie son onde P à une station distante de 60° en 549 s plutôt que 607 s : la source est plus proche du manteau inférieur rapide et évite la croûte lente à la descente. Les séismes profonds produisent aussi de faibles ondes de surface, confinées près du sommet de la Terre alors que la source est loin dessous. Comparez les sismogrammes du séisme de 2013 en mer d’Okhotsk (598 km) et de Tōhoku (29 km).

Les ondes de surface du laboratoire ont une vitesse unique de 3,8 km/s. C’est une valeur de modèle : les vraies ondes se dispersent, les longues périodes allant plus vite que les courtes. À 3,8 km/s, elles mettent 2634 s, environ 44 minutes, pour couvrir 90°.

Que représente une magnitude 9 ?

La magnitude est logarithmique. Une unité supplémentaire signifie environ dix fois le mouvement du sol sur un sismomètre à même distance et environ 32 fois l’énergie. La relation utilisée est celle présentée par Hiroo Kanamori en 1977 à partir des travaux de Beno Gutenberg et Charles Richter :

log₁₀ E = 1,5 M + 4,8, avec E en joules.

Une magnitude 7 libère donc 10^(1,5 × 2) = 1000 fois l’énergie d’une 5 ; une 9 libère 10^(1,5 × 3), environ 32 000 fois celle d’une 6. Tōhoku en 2011, M 9,1, donne 2,8 × 10¹⁸ J. Diviser par l’énergie d’une tonne de TNT, 4,184 × 10⁹ J, donne environ 674 mégatonnes. Gyeongju en 2016 (ML 5,8 sur l’échelle de la Korea Meteorological Administration) a libéré environ 10^(1,5 × 3,3), soit environ 90 000 fois moins.

La magnitude ne dit pas directement combien le sol tremble dans une ville. Cela dépend de la distance, de la profondeur, des roches et sols locaux, et de la rupture. Le séisme bolivien de 1994 était de magnitude 8,2, mais à 631 km de profondeur, avec de faibles ondes de surface.

Les plaques et leur vitesse

Les quelque 100 km externes, la lithosphère, sont assez froids pour former des plaques rigides. La scène Plaques montre les 52 plaques du modèle PB2002 de Peter Bird publié en 2003, dessinées à partir de ses fichiers. Les limites sont rouges à la divergence, aux dorsales et rifts ; bleues à la convergence, aux fosses et collisions ; vertes au coulissage des failles transformantes.

Les flèches viennent de NNR-MORVEL56, publié en 2011 par Donald Argus, Richard Gordon et Charles DeMets. Chaque plaque possède une vitesse angulaire : un pôle sur le globe et une vitesse de rotation autour. La vitesse d’un point est le produit vectoriel v = ω × r. Le repère est « sans rotation nette » : les plaques considérées ensemble ne tournent pas. Quelques calculs avec les valeurs du modèle :

• La plaque Pacifique tourne de 0,651° par million d’années autour d’un pôle à 63,58° S, 114,70° E. Les points à 90° de ce pôle avancent de 0,651 × 111,19 = 72 mm par an, le maximum des grandes plaques.
• À Kīlauea, le Pacifique avance de 69 mm par an vers le nord-ouest (298°).
• Sur la dorsale médio-atlantique à 40° N, Amérique du Nord et Eurasie s’écartent de 22,9 mm par an.
• Sur la dorsale est-pacifique à 20° S, Pacifique et Nazca s’écartent de 143 mm par an.
• La plaque Indienne avance d’environ 56 mm par an dans ce repère.

La moyenne mondiale de la lithosphère est de 43,9 mm par an (moyenne quadratique de l’article NNR-MORVEL56). Cliquez pour lire plaque, vitesse et cap. Les vitesses maximales concernent de petites plaques près de Tonga, tournant vite autour de pôles proches.

L’horloge prolonge les rotations actuelles jusqu’à 50 millions d’années en arrière ou en avant, avec huit villes portées par leurs plaques. À +50 millions d’années, New York et Lisbon sont environ 1100 km plus éloignées que les 5423 km actuels, proche de 22,9 mm par an durant 50 millions d’années. C’est volontairement étiqueté comme principe. Les vraies plaques changent de vitesse et de direction, et de nouvelles limites apparaissent. Une reconstruction exige bandes magnétiques et traces de points chauds pour chaque période, pas des rotations actuelles figées.

Là où les plaques plongent

Dans une fosse, une plaque se courbe sous une autre. Subduction montre deux coupes : la fosse du Japon, où le Pacifique plonge sous le nord-est du Japon (plaque d’Okhotsk dans NNR-MORVEL56), et la fosse du Pérou-Chili à 36° S, où Nazca plonge sous l’Amérique du Sud. Le même modèle donne environ 86 mm par an perpendiculairement à la fosse du Japon et 74 mm par an de mouvement relatif Nazca-Amérique du Sud près de Concepción.

La plaque plongeante reste plus froide que le manteau environnant durant des millions d’années. Elle peut donc casser en séismes bien plus profonds qu’ailleurs. Les plus grands séismes profonds du catalogue USGS sont dans des plaques : 598 km sous la mer d’Okhotsk en 2013 (M 8,3) et 631 km sous la Bolivie en 1994 (M 8,2). Le dessin les marque par des points jusqu’à environ 680 km.

Pourquoi les volcans s’alignent-ils parallèlement à la fosse ? L’eau liée aux minéraux de la plaque est libérée en profondeur et abaisse le point de fusion du manteau chaud au-dessus. En 2006, Emily Syracuse et Geoffrey Abers ont mesuré la profondeur de la plaque sous 839 volcans d’arc. Sous le front volcanique, son sommet est à 105 km en moyenne, avec une médiane de 100 km ; la moitié des valeurs va de 85 à 119 km. Les moyennes sur des tronçons d’arc de 500 km vont de 72 km aux Aléoutiennes centrales à 173 km au nord du Vanuatu. La scène place le volcan à une profondeur de plaque de 105 km. Changez le pendage profond : à 30°, l’arc est à 236 km de la fosse, vers le milieu des 180 à 275 km observés pour la moitié des arcs mondiaux.

Hawaii et le point chaud

En 1963, J. Tuzo Wilson a proposé que les îles de Hawaii se forment successivement au-dessus d’une source fixe de magma profond sous le Pacifique mobile. Les datations le confirment. Les roches les plus anciennes de Kaua'i ont environ 5,0 à 5,5 millions d’années, la croissance principale de West Maui s’est achevée il y a environ 1,3 million d’années, et Kīlauea est en éruption aujourd’hui. Midway, à 2444 km de Kīlauea, repose sur des volcans d’environ 28 millions d’années.

Point chaud utilise ces âges pour remonter le mouvement. Le panache reste fixe et la plaque glisse pour placer le volcan de l’âge choisi au-dessus, en interpolant entre les volcans datés. Distances et âges donnent ces vitesses moyennes :

Un kilomètre par million d’années vaut un millimètre par an : ces vitesses de 87 à 163 mm par an dépassent les 69 mm par an actuels de NNR-MORVEL56 à Kīlauea. Deux raisons expliquent l’essentiel de l’écart. Les âges datent la fin de la croissance principale, moment peu précis, et le point chaud peut lui-même dériver : son repère et celui sans rotation nette ne sont pas identiques.

Plus au nord-ouest, la chaîne tourne brusquement au mont Daikakuji, daté de 47,5 millions d’années par John O'Connor et ses collègues en 2013, puis remonte au nord en formant les monts Emperor. Le Pacifique a changé de direction à cette époque. Detroit, près de l’extrémité nord, a entre 76 et 82 millions d’années.

Le prochain volcan grandit déjà. Kama'ehuakanaloa, appelé Lō'ihi jusqu’en 2021, est à 975 m sous la mer au sud-est de la Big Island. Selon l’USGS, avec 5 m de croissance par 1000 ans, il lui faudrait jusqu’à 200 000 ans pour émerger. La troisième tâche demande d’orienter une flèche de son côté.

Les bandes du fond océanique

Dans la roche chaude, les minéraux de fer s’alignent sur le champ magnétique. Le refroidissement fige cette direction. En 1906, Bernard Brunhes a trouvé en France des laves aimantées à l’opposé du champ actuel. En 1929, Motonori Matuyama a trouvé au Japon et en Corée des laves jeunes orientées dans un sens et des anciennes dans l’autre. Le champ s’était inversé.

Aux dorsales, la croûte se forme sans cesse et s’éloigne des deux côtés. Le fond devient un enregistreur : bandes aimantées alternativement dans deux sens, en miroir de part et d’autre. Des navires remorquant des magnétomètres les ont découvertes dans les années 1950 ; Fred Vine et Drummond Matthews les ont expliquées en 1963 par l’expansion et les inversions.

Dorsale utilise l’échelle de polarité de Steven Cande et Dennis Kent (1995). Le chron normal actuel, Brunhes, a commencé il y a 0,78 million d’années ; Jaramillo a duré de 0,99 à 1,07 million d’années, Olduvai de 1,77 à 1,95. En 5 millions d’années, le champ s’est inversé 20 fois. La largeur d’une bande est sa durée multipliée par la demi-vitesse d’expansion. À 50 mm par an (25 km par million d’années de chaque côté), Brunhes atteint 19,5 km de l’axe ; à la dorsale est-pacifique, vers 143 mm par an, environ 56 km. La sixième tâche demande de placer ce bord à 60 km.

Le fond s’approfondit aussi avec l’âge, car la plaque refroidit et se contracte. En 1977, Barry Parsons et John Sclater ont ajusté profondeur = 2500 + 350 √t mètres, t en millions d’années, au Pacifique nord et à l’Atlantique nord. La scène utilise cette courbe avec des profondeurs exagérées 15 fois pour les rendre visibles.

La circulation du manteau

Le manteau est solide, mais flue sur des millions d’années. Des plaques froides s’y enfoncent aux fosses, certaines suivies par imagerie sismique jusqu’au noyau. Des panaches chauds remontent, et deux immenses régions où les ondes de cisaillement sont lentes reposent sur le noyau sous l’Afrique et le Pacifique. Edward Garnero et Allen McNamara ont fait le point sur ces régions en 2008.

Convection est seulement un schéma de principe. Ses points suivent trois cellules de flux lisses pour montrer une montée ici et une descente ailleurs. Le vrai écoulement est tridimensionnel et dépend de la température, de la composition et des plaques. L’échelle de temps est la valeur utile : à 5 cm par an, vitesse typique de plaque, traverser 2867 km de manteau demande environ 57 millions d’années.

Le champ magnétique du noyau

Le fer liquide du noyau externe transporte des courants électriques qui produisent le champ terrestre. De l’extérieur, il ressemble à celui d’un aimant droit. L’International Geomagnetic Reference Field, IGRF, le décrit par des coefficients que l’International Association of Geomagnetism and Aeronomy actualise tous les cinq ans. La scène montre la composante dipolaire, les trois premiers coefficients g₁⁰, g₁¹ et h₁¹ d’IGRF-14. Pour 2025 : −29 350,0, −1410,3 et 4545,5 nT. Ils donnent :

• un axe dipolaire incliné de 9,2° sur l’axe de rotation et un pôle nord géomagnétique à 80,8° N, 72,8° W ;
• un champ dipolaire équatorial de √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29,7 µT, deux fois plus fort aux pôles ;
• en 1900, la même valeur était 32,2 µT : le dipôle est aujourd’hui 7,6 % plus faible.

Cliquez sur le globe pour calculer le champ dipolaire local : B = B₀ √(1 + 3 cos² θ), où θ est l’angle depuis l’axe dipolaire, et l’inclinaison de l’aiguille, tan I = 2 cot θ. Le champ réel s’en écarte par endroits à cause des termes d’ordre supérieur omis ici.

La ligne rouge suit le pôle nord magnétique, où l’aiguille pointe verticalement en bas, selon les National Centers for Environmental Information de NOAA. De 1590 à 1900, elle provient du modèle gufm1 construit avec des journaux de bord ; ensuite, d’IGRF. En 435 ans, le pôle a parcouru environ 4500 km et terminé à 2000 km de son départ. En 1700, il avançait d’environ 6 km par an dans l’Arctique canadien ; de 2000 à 2011, de 55 à 58 km par an vers la Sibérie ; en 2024, de 37 km.

Le curseur temporel est partagé avec Dorsale. Reculez au-delà de 0,78 million d’années : les lignes s’inversent. Les cônes jaunes indiquent le sens du champ, opposé pendant le chron Matuyama inversé.

Jusqu’où avons-nous foré ?

Forages réunit les lieux les plus profonds atteints par l’être humain sur un panneau à trois échelles :

• Kola, au nord-ouest de la Russie, a atteint 12 262 m en 1989 et reste le forage le plus profond. Au fond, la roche était à 212 °C et s’écoulait dans le trou.
• Le forage allemand KTB a atteint 9101 m en 1994, à 265 à 270 °C.
• En 2024, Chikyu a déployé 7906 m de tubes depuis la surface dans la fosse du Japon, le forage scientifique océanique le plus profond.
• Challenger Deep, dans la fosse des Mariannes, est à 10 935 m (± 6 m), le fond marin le plus profond, mesuré par pression lors de plongées de 2020.
• L’océan a une profondeur moyenne de 3682 m.
• Le sommet de Mauna Kea culmine à 4205 m au-dessus de la mer.

Réglez le forage jaune à 12 km : le panneau indique 0,19 % du rayon terrestre. À l’échelle du centre, tous les forages tiennent dans la ligne supérieure. La pression PREM à cette profondeur vaut environ 0,27 GPa, contre 364 GPa au centre.

Ce que les modèles omettent

PREM est unidimensionnel : identique partout sur une sphère de rayon donné. La Terre réelle possède continents, océans, plaques froides et panaches chauds ; les vitesses varient donc de quelques pour cent selon le lieu. PREM inclut aussi une légère dépendance directionnelle dans le manteau supérieur ; nous utilisons sa version moyenne sans direction privilégiée. La coupe ignore les ondes réfléchies aux limites ou les longeant. Le séisme est juste sous l’océan afin que l’eau lente au sommet ne déforme pas l’image.

Les autres scènes simplifient chacune à leur manière, avec une indication dans le panneau quand cela compte :

• Les tables du laboratoire proviennent de rayons PREM. Juste sous le Moho, la vitesse diminue légèrement en profondeur, créant pour les sources peu profondes un intervalle de quelques degrés où les vraies données montrent une onde de tête longeant le Moho. Le laboratoire relie linéairement les temps sur des intervalles allant jusqu’à 10° ; l’ombre du noyau, plus large, reste vide. Les ondes de surface ont une seule vitesse de modèle.
• L’horloge garde les rotations actuelles fixes. Elle montre la vitesse des plaques, pas l’ancienne position des continents.
• La subduction relie un pendage faible à un pendage profond par une courbe lisse, avec une plaque de 90 km d’épaisseur. Profondeur de fosse, forme de la plaque supérieure et absence de séismes profonds dans la vue chilienne sont dessinées pour expliquer, non mesurées.
• Le retour de Hawaii garde le point chaud fixe et ne suit que les volcans datés.
• Les bandes magnétiques sont des blocs parfaits ; les vraies anomalies sont étalées par le refroidissement et la largeur de formation de la croûte.
• Convection illustre une idée, sans échelle temporelle.
• Les lignes de champ ne montrent que la composante dipolaire d’IGRF.

Une brève histoire

En 1798, Henry Cavendish a mesuré l’attraction entre des sphères de plomb avec une balance de torsion et trouvé la Terre 5,48 fois plus dense que l’eau, bien plus que les roches superficielles. En 1906, le géologue irlandais Richard Dixon Oldham a montré le retard des ondes P à l’autre côté du globe et proposé un noyau central. La même année, Bernard Brunhes a signalé des laves aimantées à l’envers. En 1909, Andrija Mohorovičić a découvert la base de la croûte. En 1912, Alfred Wegener a défendu la dérive des continents. Beno Gutenberg a ensuite placé le sommet du noyau vers 2900 km, près des 2891 km actuels. En 1926, Harold Jeffreys a montré par les marées et les ondes S que le noyau est liquide ; en 1929, Motonori Matuyama a daté une inversion. Le noyau interne de Lehmann a suivi en 1936.

Les pièces se sont assemblées dans les années 1960. Harry Hess a proposé l’expansion océanique en 1962 ; Vine et Matthews ont lu les bandes en 1963 ; Wilson a expliqué Hawaii par un point chaud la même année. En 1981, Dziewonski et Anderson ont réuni des décennies de données sismiques et les oscillations libres enregistrées après les grands séismes des années 1960 dans PREM. Les limites de Bird ont suivi en 2003, NNR-MORVEL56 en 2011.