10.03.2.3 Intérieur très profond
De nombreuses études géophysiques indiquent que la Lune a un noyau (pour une revue, voir Hood et Zuber, 2000), ce qui est mis en évidence par des signatures d’induction magnétique (Hood et al., 1999) ou par le magnétisme rémanent (Hood, 1995 ; revue dans Cisowski et al., 1983 ; Fuller et Stanley, 1987). Les analyses géochimiques d’échantillons de basalte de la lande indiquent un appauvrissement en éléments hautement sidérophiles (p. ex., Righter, 2002) par rapport au niveau d’appauvrissement prévu dans tout scénario de formation de noyau lunaire (Canup et Asphaug, 2001). Les simulations d’impact (voir Cameron, 2000) suggèrent qu’une faible fraction de fer provenant de la proto-Terre et de la proto-Lune a été mise en orbite après l’impact géant. Ces estimations de la fraction massique sont typiquement de 1% ou moins, et elles n’atteignent 3% que dans quelques cas extrêmes, car le fer peut être encore ajouté pendant l’accrétion de stade tardif.
Jusqu’à récemment, les seules méthodes d’investigation directe du noyau lunaire étaient le sondage magnétique et la géodésie. Le sondage magnétique (Hood et al., 1999) est basé sur le moment dipolaire magnétique induit produit par le mouvement de la Lune à travers la queue géomagnétique de la Terre. Un rayon de noyau de 340 ± 90 km est déduit par cette méthode, en supposant que les courants électriques dans le noyau peuvent être approximés par une » feuille » de courant localisée à la surface du noyau. La deuxième approche, la mesure du rapport du moment d’inertie (0,3932 ± 0,0002, Konopliv et al., 1998), indique que la densité vers le centre de la Lune est plus élevée qu’à l’intérieur du manteau lunaire. De plus, des analyses de la rotation lunaire (Bois et al., 1996 ; Williams et al., 2001) ont montré que la rotation de la Lune est influencée par une source de dissipation, qui a été interprétée comme la signature d’un noyau liquide.
Un noyau lunaire a également été suggéré par des modèles de structure intérieure obtenus à partir d’inversions de la densité, du moment d’inertie, du nombre de Love (k2), et même de la signature d’induction, avec ou sans les contraintes supplémentaires fournies par les données sismiques. Bills et Rubincam (1995) ont utilisé uniquement la densité moyenne et le facteur d’inertie et ont estimé un rayon du noyau de 400 et 600 km, respectivement, pour des densités de 8000 et 6000 kg m-3. Khan et al. (2004) ont utilisé ces contraintes, ainsi que le nombre de Love, et ont effectué une inversion de Monte Carlo en supposant un modèle à 5 coques. L’inversion a déduit un noyau d’un rayon d’environ 350 km et d’une densité de 7200 kg m- 3. Comme plusieurs compromis existent entre la taille et la densité de ces couches, les contraintes indépendantes de la sismologie peuvent être ajoutées afin de limiter l’espace des modèles acceptables. Les inversions de structures intérieures basées sur des modèles sismiques a priori ont été réalisées pour la première fois par Bills et Ferrari (1977), en utilisant un modèle sismique préliminaire, et plus tard par Kuskov et Kronrod (1998) et Kuskov et al. (2002), en utilisant le modèle sismique de Nakamura (1983). Kuskov et ses collègues ont proposé soit un noyau de γ-Fe pur avec une densité de 8100 kg m- 3 et un rayon de 350 km, soit un noyau avec des densités plus petites et un rayon plus grand, y compris le plus grand noyau troilite FeS avec un rayon de 530 km et une densité de 4700 kg m- 3. Khan et al. (2006) ont réalisé une autre étude en utilisant les informations sismiques, le facteur d’inertie et la densité moyenne, et il a prédit un noyau avec une densité d’environ 5500 kg m- 3.
La géométrie du réseau lunaire, en particulier, son absence de toute station antipodale signifie que le système a enregistré peu, voire pas du tout, de trajectoires de rayons se propageant profondément dans la Lune (> 1200 km de profondeur) (Figure 6 ; voir Nakamura et al., 1974b pour un impact sur la face cachée). Par conséquent, le noyau du corps ne peut pas être déterminé géométriquement par des ondes directes (par exemple, Knapmeyer, 2011). Une autre approche pour étudier la structure du noyau consiste à explorer les modes normaux d’une planète (par exemple, Lognonné et Clévédé, 2002). Une recherche d’oscillations libres dans les données Apollo a été effectuée par quelques auteurs, car les modes normaux d’ordre angulaire bas sont sensibles à la structure du noyau. Après une tentative infructueuse de Loudin et Alexander (1978), Khan et Mosegaard (2001) ont revendiqué la détection d’oscillations libres à partir des signaux Apollo en mode plat LP générés par des impacts de météorites. Cependant, Lognonné (2005) et Gagnepain-Beyneix et al. (2006) ont montré que le rapport signal/bruit de ces événements était probablement trop faible pour donner lieu à des signatures LP détectables. Nakamura (2005) a suggéré la présence d’environ 30 régions sources possibles de séismes lunaires profonds sur la face cachée de la Lune : cependant, aucun événement n’a été détecté à moins de 40° de l’antipode du point subterrestre moyen, ce qui suggère que cette région est soit asismique, soit atténue ou dévie fortement l’énergie sismique (Nakamura, 2005 ; Nakamura et al, 1982).
Deux études récentes ont indépendamment réanalysé les sismogrammes Apollo en utilisant des méthodes modernes de forme d’onde pour rechercher l’énergie sismique réfléchie et convertie d’un noyau lunaire, en utilisant des méthodes d’empilement. Le succès de ces deux analyses peut être compris grâce à la figure 8(a), qui montre les amplitudes des ondes P et S individuelles des séismes profonds, sur lesquelles ont été superposées les amplitudes typiques des phases du noyau (pour des sources isotropes simples). Cela illustre l’amplitude relativement faible des phases ScS par rapport au seuil de détection de l’instrument et suggère la possibilité de renforcer le signal par empilement. Ces empilements constituent la base de la recherche effectuée par les deux études distinctes de Weber et al. (2011) et Garcia et al. (2011).
Figure 8. (a) Amplitudes typiques des ondes de corps P et S des séismes lunaires profonds détectés par Apollo, en fonction de la distance épicentrale. Z Apollo sont les amplitudes enregistrées pour P sur l’axe vertical d’Apollo, tandis que H Apollo sont celles pour S sur l’axe horizontal. Les amplitudes sont tirées du catalogue de Nakamura et al. (2008), mais converties en déplacement à l’aide de facteurs de conversion entre les mm et le déplacement de pic à zéro obtenus par la comparaison des amplitudes du catalogue avec les amplitudes enregistrées par les sismogrammes de la lune profonde A1 après correction des instruments. À titre indicatif, les amplitudes relatives typiques des phases P, S et centrale (ScS, PcP et PKP) sont tracées pour le modèle d’intérieur de Garcia et al. (2011), illustrant que les amplitudes ScS, bien que trop faibles pour être détectées individuellement dans les données Apollo, pourraient être détectées par empilement pour les événements les plus importants. Les phases PcP ont des amplitudes trop faibles pour être identifiées par empilement, cependant, et elles resteront un défi, même pour la prochaine génération de sismomètres lunaires. (b) Exploration de l’espace des modèles acceptables pour la densité, le facteur d’inertie et le nombre de Love k2, à l’aide des modèles sismiques de Gagnepain-Beyneix et al. (2006), comparés aux estimations du noyau de Garcia et al. (2011) et de Weber et al. (2011), qui sont représentés par des lignes blanches et jaunes, respectivement. Le manteau moyen est défini comme se situant entre 1500 et 1000 km de rayon, tandis que le manteau inférieur se situe entre 1000 km et le rayon du noyau. L’échelle de couleurs représente le logarithme décimal de exp(- var), proportionnel à la probabilité, où la variance est entre les densités, le moment d’inertie et k2 calculés et observés. Pour la définition, les valeurs et les erreurs de la variance, voir Khan et al. (2004). Les modèles acceptables sont en rouge foncé et en rouge. L’espace des modèles est échantillonné afin d’identifier la gamme des solutions acceptables. Dans le manteau moyen-inférieur, les vitesses des ondes S sont égales à 4,5 km s- 1 dans les modèles de Gagnepain-Beyneix et al. (2006), tandis que les vitesses moyennes de Garcia et al. (2011) et de Weber et al. (2011) sont respectivement de 4,6 et 4,125 km s- 1.
Weber et al. (2011) ont utilisé le filtrage de polarisation (similaire à la méthode d’empilement à double faisceau en sismologie à réseau terrestre) pour tenter d’identifier les phases de noyau réfléchies (PcP, ScS, ScP et PcS) à partir de trois interfaces lunaires profondes : le sommet d’une couche de fusion partielle à la base du manteau, l’interface entre un noyau fluide externe et la couche de fusion partielle du manteau inférieur, et l’interface entre un noyau solide interne et un noyau fluide externe. Les vitesses des ondes P et S dans les couches, ainsi que le rayon des interfaces, ont été déterminés. Le modèle résultant est un modèle dans lequel le sommet de la couche de fusion partielle se trouve à un rayon de 480 ± 15 km, et les sommets du noyau externe et interne sont à 330 ± 20 et 240 ± 10 km, respectivement. Les rayons déduits du noyau solide et liquide suggèrent un noyau liquide à 60 % en volume, et ces mesures limitent la concentration d’éléments légers dans le noyau externe à moins de 6 % en poids. Garcia et al. (2011) ont construit un modèle lunaire de référence 1D intégrant des contraintes sismologiques et géodésiques (densité, moment d’inertie et nombre de Love (k2)). Tout d’abord, les variations radiales des vitesses des ondes P et S et de la densité qui correspondent aux données sismiques et géodésiques ont été inversées pour différentes valeurs du rayon du noyau. Ensuite, à l’aide de l’empilement des formes d’onde et d’une technique de filtrage de la polarisation, mais aussi en tenant compte d’une correction pour le gain des capteurs horizontaux, un rayon de carotte le mieux adapté a été déterminé. Garcia et al. (2011) ont trouvé un rayon de noyau mieux adapté de 380 ± 40 km, plus grand que le rayon déterminé par Weber et al. (2011), permettant ainsi des concentrations un peu plus élevées d’éléments légers (jusqu’à 10 % en poids) et une densité moyenne de noyau mieux adaptée de 5200 ± 1000 kg m- 3, qui est significativement différente de la densité moyenne du noyau interne et externe de 6215 kg m- 3 trouvée par Weber et al. (2011).
Ces deux analyses sismiques confirment l’existence du noyau, et soutiennent toutes deux un noyau externe fluide et un noyau interne solide. Cependant, les incertitudes sur le rayon du noyau restent importantes, avec des estimations allant de 300 à 400 km, et, en fait, la plupart des propriétés géophysiques profondes de la Lune sont encore faiblement contraintes. La figure 8(b) montre la plage typique de plusieurs paramètres lunaires profonds, tels que la densité dans le manteau moyen et inférieur, la vitesse des ondes de cisaillement dans le manteau inférieur, le rayon du noyau et la densité du noyau. Le problème inverse reste sous-déterminé (les données sont le nombre k2 Love, la densité, le facteur de moment d’inertie et le temps de parcours du ScS). Les deux modèles sismiques de Weber et al. (2011) et Garcia et al. (2011) diffèrent principalement dans leur traitement de la structure du manteau inférieur. Cette structure est proposée comme une zone à faible vitesse et partiellement fondue par Weber et al. (2011), contrairement au modèle de Garcia et al. (2011), dans lequel cette zone a des vitesses proches de celles du manteau moyen. Ces données et modèles suggèrent tous un noyau qui comprend 0,75-1,75% de la masse lunaire avec une densité moyenne inférieure à 6215 kg m- 3, ce qui est cohérent avec la présence d’un ou plusieurs éléments légers. Ceci est également cohérent avec les estimations de la température à la frontière noyau-manteau, qui sont compatibles avec un noyau liquide seulement si ce dernier contient des éléments légers (Gagnepain-Beyneix et al., 2006 ; Khan et al., 2006 ; Lognonné et al., 2003). Un noyau contenant peu ou pas d’éléments légers, correspondant aux densités élevées trouvées par Khan et al. (2004), sera probablement solide à ces températures et peut être exclu.
Une estimation plus précise de la structure de l’intérieur profond dépendra de nouvelles données géophysiques et (même indépendamment de celles-ci) d’une meilleure estimation de l’état thermique du manteau inférieur lunaire. De telles contraintes pourraient éventuellement être obtenues à partir de la dynamique des tremblements de lune profonds, car ils fournissent une autre contrainte importante sur la structure lunaire profonde. La densité et les modules élastiques des modèles sismiques peuvent en effet être utilisés pour explorer les contraintes de marée en fonction de la profondeur (Figure 9) et/ou du temps (Bulow et al., 2006). La compréhension des contraintes de marée en fonction du temps et de la position est essentielle pour comprendre comment et pourquoi les séismes lunaires profonds se produisent, car la distribution et la qualité des données sismiques interdisent de déduire des mécanismes focaux pour ces événements.
Figure 9. Illustration plus spécifique du compromis entre la rigidité du manteau inférieur et le rayon du noyau. Tous les modèles sismiques et de densité présentés correspondent aux temps de parcours sismiques Apollo, à la densité moyenne, au moment d’inertie et à k2 dans les limites des barres d’erreur des données. Tous les modèles ont des valeurs de vitesse d’onde S calculées par Gagnepain-Beyneix et al. (2006) pour le manteau et la croûte, et seule la vitesse de cisaillement dans le manteau très profond est modifiée. La vitesse de cisaillement dans le noyau est nulle, car seuls les modèles avec des noyaux liquides sont représentés. Les différentes lignes sont chacune associées à une taille de noyau donnée et minimisent la variance. De gauche à droite, les chiffres représentent la densité, la vitesse de cisaillement, et les contraintes de marée. Les modèles avec les plus grands noyaux (400 km ou plus) correspondent à un noyau d’ilménite avec des densités inférieures à 5000 kg m- 3. Ces modèles ont donc une vitesse de cisaillement élevée dans le manteau inférieur. Les modèles dont le rayon du noyau est de 350 km correspondent à un noyau de FeS, avec des densités de l’ordre de 5000-6000 kg m- 3. Des noyaux plus petits (~ 200 km) de plus grande densité sont également compatibles avec les données, s’ils sont associés à une zone de faible vitesse dans le manteau inférieur, afin de correspondre à la faible valeur de k2. À l’extrême droite, la contrainte de marée horizontale maximale est indiquée par rapport à la profondeur et définie comme (Tθθ + Tϕϕ)/2, où T est le tenseur de contrainte de marée, à la latitude et à la longitude de la zone profonde A1 du Moonquake (comme trouvé par Gagnepain-Beyneix et al. (2006), c’est-à-dire – 15,27° S, – 34,04° E). Voir Minshull et Goulty (1988) pour plus de détails sur les calculs de contraintes. Notez que seuls les modèles dont le rayon du noyau est de 350 km ou plus produisent des contraintes de marée maximales à proximité des tremblements de lune profonds.
