Conclusion

diff´erentes inversions sont `a consid´erer en terme de variations lat´erales. La caract´erisation des variations lat´erales d’´epaisseur crustale est aussi donn´ee par les mod´elisations du champ de gravit´e. Celles-ci ont l’avantage d’avoir une meilleure couverture spatiale, mais souffrent de la non-unicit´e des r´esultats, puisque la mesure du champ de gravit´e int`egre les h´et´erog´en´eit´es en profondeur. Nous avons construit un mod`ele d’´epaisseur crustale

prenant en compte l’altitude et consid´erant une croˆute et un manteau homog`enes en

densit´e, en ancrant ce mod`ele (nomm´e W30) avec une profondeur du Moho de 30 km sous la station Apollo 12. Ainsi, nos mod`eles sismologiques sont directement comparables

avec notre mod`ele gravim´etrique. Le cas id´eal o`u les hypoth`eses des uns et de l’autre

sont parfaitement repr´esentatives de la r´ealit´e doit conduire `a des mod`eles compl´etement coh´erents, dans la limite de leurs incertitudes relatives. Pour la gravit´e, la source principale d’erreur vient des hypoth`eses de densit´es et d’homog´en´eit´e ; si celles-ci sont correctes, les erreurs th´eoriques et celles sur les mesures sont beaucoup moins importantes. Pour la sismologie, l’incertitude sur les lectures des temps d’arriv´ee peut s’av´erer plus importante que l’erreur apport´ee par les hypoth`eses simplificatrices comme l’introduction d’une croˆute `a une couche.

Une incoh´erence entre le r´esultat sismologique et le r´esultat gravim´etrique peut avoir trois causes : 1/ une ´eventuelle h´et´erog´en´eit´e de densit´e/masse sous la croˆute peut affecter le champ de gravit´e sans que les rais sismiques et leurs temps de trajet y soient sensibles, parce qu’ils ne la traversent pas, 2/ la g´eom´etrie des rais contraignant le site en question peut souffrir de la param´etrisation du probl`eme direct, mˆeme si elle est correcte pour les autres, 3/ une ou plusieurs les donn´ees sismologiques (temps d’arriv´ee) caract´erisant un site ne sont pas coh´erentes avec les erreurs de lectures associ´ees.

Dans cette ´etude, nous avons montr´e que nous avions suffisamment de signal pour avoir la r´esolution permettant une comparaison avec les mod`eles gravim´etriques. En effet, mˆeme si les erreurs associ´ees aux lectures de temps d’arriv´ees, qui peuvent atteindre 10 secondes pour un tiers d’entre elles, sont responsables de l’´etalement des distributions de probabilit´e a posteriori (l’espace des mod`eles les plus probables n’est pas clairement identifiable), les mod`eles s´electionn´es montrent une tendance coh´erente avec W30.

Il est d´elicat d’interpr´eter les mod`eles issus de nos inversions, dont la plus abou- tie est illustr´ee par la figure 7.17, car nous estimons que cette ´etude n’est pas encore compl´etement achev´ee ; il s’agit plutˆot de consid´erer ces r´esultats pr´eliminaires comme la validation d’une nouvelle approche de la sismologie lunaire des donn´ees Apollo.

Nous obtenons une r´esolution suffisante pour atteindre des variations lat´erales de l’´epaisseur crustale de l’ordre de 10 km pour une ´epaisseur moyenne de 30 km, dont les valeurs extrˆemes sont environ 50 et 20 km dans notre mod`ele gravim´etrique W30. Pour

les 5 sites o`u W30 pr´edit une croˆute plus ´epaisse que 40 km, les 3 sites pour lesquels

nous avons de la r´esolution (26, 15, 4) montrent des distributions centr´ees sur ces valeurs (Figure 7.18). De mˆeme, pour les 4 sites o`u la croˆute est la plus fine (entre 26 et 22 km) pour le mod`ele W30, les 2 sites r´esolus sont centr´es sur les mˆemes ´epaisseurs que W30 (cf. Tab. 7.4).

Les sites des stations, ´echantillonn´es environ 7 fois plus que les sites d’impact, montrent des ´epaisseurs crustales relatives coh´erentes avec W30. Notons que dans le mod`ele W30, le Moho sous la station Apollo 15 est `a la mˆeme profondeur que sous Apollo 14, alors que dans le mod`ele de Zuber et al. [1994], le Moho sous la station 15 est significativement plus profond. Pour ce mˆeme site, la figure 7.19 montre de la mˆeme mani`ere une distribution centr´ee plus profond´ement que pour le site Apollo 14.

Fig.7.18 – Zoom de la Figure 7.17 (inversion B2), pour les 5 sites o`u la croˆute est la plus ´epaisse dans le mod`ele W30.

Fig. 7.19 – D´etail de l’inversion B2, pour les sites des 4 stations Apollo 12, 14, 15 et 16. Le mod`ele W30 est repr´esent´e en vert/noir, celui de Zuber et al. en blanc/magenta.

7.5. CONCLUSION 153 La comparaison entre les deux mod`eles d’´epaisseur crustale peut ˆetre illustr´ee par la figure 7.20 o`u les ´epaisseurs sont repr´esent´ees par le mˆeme code couleur dans les deux cas. Les points contraints par la sismologie figurent sur la carte du haut, avec une taille inversement proportionnelle `a la dispersion de la distribution de probabilit´e. Le diam`etre du point est donc d’autant plus gros que le site est mieux contraint. Les sites les moins si- gnificatifs sont ainsi `a peine visibles. Les diff´erents sites correspondent aux points marqu´es en noir sur la carte du bas, repr´esentant le mod`ele W30 d´etermin´e avec le champ de gra- vit´e. On peut noter un tr`es bon accord entre les deux mod`eles pour la majeure partie des points significatifs. La r´esolution de notre m´ethode est suffisante pour mettre en valeur les variations lat´erales `a partir de la sismologie, contrairement aux approches utilis´ees pr´ec´edemment avec les donn´ees sismiques Apollo. Les r´egions contraintes ne se limitent plus aux alentours des stations Apollo 12 et 14, puisque nous observons un bon accord entre les deux mod`eles mˆeme pour les points les plus distants de ces deux stations.

0 11 22 33 44 55 66 77

Crustal Thickness (km)

Fig. 7.20 – Comparaison entre les mod`eles d’´epaisseur crustale d´etermin´es `a partir des

donn´ees sismologiques (haut) et gravim´etriques (W30, bas). Les deux cartes utilisent les mˆemes ´echelles de couleur. Le diam`etre des points repr´esentant les sites sur la carte du haut est inversement proportionnel `a l’´ecart m´edian absolu.

Les r´esultats pr´eliminaires de ces inversions ont montr´e la faisabilit´e d’une telle ´etude. Il n’est pas clair pour l’instant si les incoh´erences avec les mod`eles de gravit´e sont interpr´etables en terme de structure r´eelle ou si elles r´esultent d’une mauvaise ca-

ract´erisation des vitesses crustales. Le cas d’une couche superficielle uniforme ayant ´et´e r´esolu par l’introduction d’une correction globale des temps d’arriv´ees, les ´etapes suivantes de cette ´etude consistent `a appliquer `a chaque site une correction ind´ependante, relative `a la structure superficielle, et `a introduire une croˆute `a deux couches, pour en mesurer l’effet sur les r´esultats. Pour ajouter une couche sans ajouter de param`etres `a d´eterminer, il convient de fixer celle-ci. Le choix se fera donc entre une ´epaisseur fixe par rapport `a la base de la croˆute, i.e. une croˆute inf´erieure mobile, et une ´epaisseur fixe par rapport `a la surface. Il est important de rappeler qu’une telle exploration extensive de l’espace des mod`eles n´ecessite un probl`eme direct qui puisse ˆetre r´esolu rapidement, et qu’il n’est pas envisageable de trop le raffiner, en introduisant des gradients, par exemple, qui ´equivalent `a une multiplicit´e du nombre de couches.

Une fois la stabilit´e de l’inversion atteinte en changeant ces param`etres, il faudra ´etudier les diff´erences syst´ematiques en termes de r´egions de la Lune, et pas seulement en termes de distances ´epicentrales. En effet, d’un cˆot´e les mod`eles gravim´etriques reposent

sur des hypoth`eses simplificatrices avec une densit´e constante pour la croˆute et pour le

manteau en tout point de la Lune, et de l’autre les possibles variations lat´erales de vitesse dans notre param´etrisation ne sont pas prises en compte. Les incoh´erences d’´epaisseur

de croˆute entre les deux types de mod´elisation sont donc interpr´etables en termes de va-

riations lat´erales de densit´e pour l’un, ou de vitesse pour l’autre. Il est en effet possible que les diff´erentes unit´es g´eologiques (cf. Chapitre 2.4.2) identifi´ees `a la surface lunaire soient caract´eris´ees par des densit´es/vitesses diff´erentes, auquel cas les ´epaisseurs crustales mod´elis´ees seraient biais´ees localement. Des h´et´erog´en´eit´es de grandes longueurs d’ondes sont aussi probables dans le manteau, notamment sous les r´egions particuli`erement abon- dantes en mers basaltiques. Les ´epaisseurs de ces ´epanchements sont d’ailleurs tr`es mal connues et constituent une source d’erreur importante [Williams et Zuber, 1998, Wieczorek et Phillips, 1998]. Des h´et´erog´en´eit´es de petites longueurs d’ondes dans la croˆute (plutons, dykes, etc.) sont aussi possibles. Pour nos deux types de mod´elisations, la sensibilit´e `a ces param`etres n’est pas la mˆeme. En effet, la densit´e n’affecte qu’indirectement les vitesses sismiques (avec la viscosit´e et le module de cisaillement), et de la mˆeme mani`ere, un pa- ram`etre comme la fracturation ne va pas obligatoirement s’associer avec une baisse de la densit´e, seul facteur auquel la gravit´e est sensible.

Quatri`eme partie

Conclusions et Perspectives

Chapitre 8

Conclusions

Conclusions and prospects

Along the different sections of this dissertation, we have seen that the Lunar crust is particularly important for many questions of lunar science, among which the magma ocean takes a central part. The Anorthosite composition of the crust imposes a global differentiation which affects the Moon on an extensive scale to account for the large amount of elements such as Al, Ca, K or U in the crust. As the crust directly comes from this primitive differentiation, the crustal thickness is a clue to the depth of the magma ocean, which depends to the thermal energy released during the giant impact and re-accretion genesis of the Moon.

The main object of this study was to characterize the crustal thickness of the Moon, using the informations contained in the Apollo seismic dataset. The three aspects developed in the dissertation all converge in the direction of a thinner crust, in comparison with the 60 km thick models developed during the Apollo era. [1] The complete re-analysis of the Apollo seismic dataset showed that no seismic discontinuity was probable at a depth around 60 km. Moreover, the typical mantle velocities are present as shallow as 30 km depth, with no further increase below. No discontinuity mark precisely the crust-mantle boundary around 30 km, and the whole crust displays a smooth increase of velocities. [2] The receiver function analysis performed on the deep event data highlighted seismic conversions at the crust-mantle boundary. Waveform and arrival time modelisations pointed out the agreement of our 30 km thick model with these converted phases. [3] The characterization of lateral variations with a Monte-Carlo inversion of impact data showed that the crustal thickness investigated at 31 different sites on the lunar surface were distributed over a median value 34±5 km, which is coherent with the mean value of 30±2.5 km determined with the complete dataset. As detailed in chapter 3.4, this value around 30 km thick stands for the nearside of the Moon. Taking into account the global composition and density constraints infered from the mantle velocities and moment of inertia, we propose a 40 km thick mean crust (cf. annex B).

Our mantle velocity model can be interpreted in terms of composition and mineralogy, as detailed in chapter B. Among the compositional models described by Kuskov (1995), our veloci- ties are in agreement with a pyroxenite model in the upper mantle. Colder mantle temperatures relative to the ones considered by Kuskov (1995) make a better fit. Our model is thus leading to a bulk composition of the lunar mantle+crust of 53.5% SiO2, 21.9% MgO, 13.3% FeO, 6.4%

Al2O3 and 4.9% CaO. The resulting densities can be used to constrain the mass of the core.

The core radius is thus between 330 and 350 km, if composed of pure iron, and between 500 and 550 km for a Fe-S alloy.

The characterization of lunar crustal thickness needs to take into account the lateral varia- tions of geology (surface relief and density) and deeper structure (Moho relief and deep heteroge- neities). The inversion we developped in chapter 7 allows for the first time to characterize lateral

variations of crustal thickness with seismology. The mean value of crustal thickness as determi- ned by the classic seismic inversions, was used until now to anchor inversions of the topography and gravity field, which was the only way to access to these lateral variations of crustal thickness. The lateral informations resulting from seismology can now be compared with the lateral infor- mations derived from gravity. The differences between the two types of modelisation are related to the respective hypotheses of uniform velocity and density for layers representing the crust and mantle. The improvements of this inversion will thus allow to interpret the discrepancies between the two methods in terms of local heterogeneous structures.

In the next future, Lunar exploration, which experienced a rebirth after the Apollo and Luna programs, will benefit for a new infatuation, with the ESA mission SMART-1 (launched Sept. 30, 2003) and the JAXA1 missions Lunar-A and SELENE. The main goal of Lunar-A is to characterize the core of the Moon with seismic data, which could not be assessed with the Apollo data. In this purpose, two penetrators are going to install antipodal seismometers, required to detect seismic phases having sampled the core.

There is now a consensus in the Lunar science community to consider the setup of an extended long-term seismic network on the Moon as the next priority. Moonquake recording from many locations on both hemispheres is indeed the only mean to investigate a more precise structure of the Moon.