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CHAPITRE 4

Les enveloppes rocheuses de la Terre

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 C - Le Manteau Terrestre

La théorie des plaques lithosphériques ne nous dit rien de la convection mantellique profonde. Les basaltes échantillonnés en surface peuvent contenir des fragments du manteau, dont ils sont issus par fusion partielle. Le manteau terrestre nous est aussi accessible directement le long de certaines failles transformantes océaniques à très fort rejet,  comme la fracture de Vema dans l’atlantique, et de manière à peine moins directe dans les ophiolites. Ces dernières sont des pans entiers de dorsale ou de plancher océanique, qui sont venus s’échouer après un épisode tectonique majeur sur la bordure des continents.

1 - Minéralogie du manteau

Quelle que soit leur origine, ces fragments nous renseignent directement sur la minéralogie du manteau supérieur, ou plus exactement de la partie supérieure (200 Km environ) du manteau supérieur (670 Km). Il s'agit de péridotites, roches de densité 3.3, constituées de silicates plus quelques oxydes, résumés dans le tableau 1.

Tableau. 1 :, minéralogie de péridotites du manteau supérieur

Minéral

 

Composition

% Poids

Olivine

 

(Mg,Fe)2SiO4

60 à 70%

2 pyroxènes

Orthorhombique

Monoclinique

(Mg,Fe)2Si2O6

CaMgSi2O6;

total

25 à 30%

1 phase Alumineuse

Plagioclase

Spinelle

Grenat

CaAl2Si3O8  

MgO(Al2O3,Fe2O3,Cr2O3)

(Mg,Fe)3Al2Si3O12

total

5 à 10%.

 

Les enclaves de manteau rapportées à la surface par les volcans montrent que dans les 200 premiers Km celui-ci est soumis à des changements de phases qui ne concernent que la phase alumineuse. On observe successivement :

1 -  les péridotites à plagioclase                                                                                                           dans les 30 premiers Km;

2 -  les péridotites à spinelle                                                                                                                 entre 30 et 60 Km;

3 -  les péridotites à grenat au-delà de 60 Km.

La conservation de la masse implique que dans ces transformations, la phase alumineuse n’est pas seule concernée, et ces transformations modifient les proportions des autres minéraux, olivine et pyroxènes, mais qui restent stables. A plus grande profondeur, vers 400 km, la sismique nous enseigne que commence une zone dite de transition dans le manteau supérieur, lieu de plusieurs changements de phases qui intéressent cette fois la phase minérale majeure du manteau, l'olivine (Chp.1.D.3, Fig. 6b). Elle passe tout d'abord de la symétrie orthorhombique peu dense au système monoclinique plus dense (wadsleyite) puis cubique encore plus dense (ringwoodite). Dans ces deux structures denses de l'olivine, orthorhombique et cubique, le Silicium occupe un site tétraédrique, où chaque atome de silicium est entouré par 4 oxygènes. La structure de cette olivine dense est aussi dite « spinelle » car proche de celle du minéral spinelle, cubique lui aussi. Ces structures minérales profondes étaient supposées capables de contenir l’eau mantellique (1 à 2% pds du manteau). Dans une étude récente, l’équipe de D.G. Pearson et al. (2014) a confirmé par infra-rouge Raman et Diffraction X la présence de cristaux de ringwoodite hydratée en inclusion dans du diamant. L’impact que pourrait avoir cette eau d’une part sur la dynamique mantellique dans la zone de transition Olivine → wadsleyite → ringwoodite, d’autre part dans le magmatisme terrestre (certaines kimberlites auraient donc une origine beaucoup plus profonde que 200 km) et enfin dans la tectonique des plaques est âprement discutée actuellement. Parallèlement au changement de structure de l’olivine, le clinopyroxène laisse place au grenat. Vers 670 Km, l'olivine Mg2SiO4 se transforme une seconde fois, en un mélange ultra dense de deux phases, de la pérovskite, silicate magnésien (Mg,Fe)SiO3, à Silicium en site octaédrique où chaque atome de silicium est entouré de 6 oxygènes au lieu de 4 (Fig. 10), et de la magnésio-wüstite (oxyde de Magnésium MgO et de fer FeO). Cette discontinuité à 670 km sépare très nettement le manteau en deux parties, manteau supérieur et manteau inférieur.

 

Fig. 10 : structure pérovskite (d'après Hazen):

Unité de base, le cube est formé d'un gros cation métallique entouré de 8 cations métalliques de petite taille (sommets), et de 12 anions non métalliques, constituant un site octaédrique pour le petit cation

 

Le manteau inférieur  commence avec la discontinuité à 670 km (Fig.11). Il apparaissait jusqu'à récemment comme très homogène, à l'instar de l'augmentation très lente de la densité et de la vitesse des ondes, qui atteignent respectivement, difficilement 6 pour la densité, et 6.6 km/s pour la vitesse des ondes S, au voisinage de la discontinuité de Gutenberg (Fig. 11).

Fig. 11 : discontinuités du manteau.

 

Il faut remarquer que les discontinuités qui marquent le manteau ne sont pas comparables à la discontinuité entre noyau et manteau où le saut de densité est supérieur au saut océan-lithosphère, et où le contraste des viscosités est sans doute « comparable » à celui de l'interface océan-lithosphère.

2 - Fusion partielle du manteau

a - Le manteau en quelques paramètres intensifs

On sait ainsi que le Manteau supérieur est un solide, nommé péridotite, constitué de

4 phases solides majeures :                   Olivine         ol

                                      Orthopyroxène       opx

                                      Clinopyroxène        cpx

plus une phase alumineuse:                   Plagioclase plg

                                      Spinelle           sp

                                      Grenat            gt.

Lorsque ces 4 phases sont présentes, la péridotite porte le nom de lherzolite.

On sait aussi que la composition chimique du manteau supérieur reste à peu près constante, quel que soit l’assemblage des phases qui le constituent. Les principaux constituants chimiques du manteau sont des oxydes, SiO2, MgO, FeO, CaO et Al2O3, qui entre dans les phases solides, silicates et spinelle. H2O est aussi un constituant de système mantellique, mais son abondance très faible, de l’ordre de 0.1%, justifie que l’on néglige ici les phases minérales hydratées (contenant des groupements OH, e.g. phlogopite).

Les trois phases minérales non alumineuses seront toujours présentes, mais leurs abondances relatives varieront avec la profondeur, en relation avec la phase alumineuse présente. Ainsi:

1) lorsque 1 mole de plagioclase disparaît au profit d’1 mole de spinelle créé on a:

       2 SiO2    1 Al2O3  1CaO                 libérés

                     1 Al2O3              1 MgO   consommés

Le bilan apparaît donc équilibré en Al2O3, et le MgO provient de la transformation d’une olivine en pyroxènes, et l’on doit écrire la relation suivante

1 Plg + 2Ol = 1 Sp + 1 Cpx + 1 Opx; (1)

2) lorsque le spinelle disparaît au profit du grenat on a:

                     1 Al2O3                          1 MgO         libérés

3 SiO2          1 Al2O3                          3 MgO         consommés

Le bilan apparaît donc encore équilibré en Al2O3, etSiO2 et MgO proviennent cette fois de l’orthopyroxène, et l’on doit écrire la relation suivante

1 Sp + 2 Opx = 1 Gt + 1 Ol (2)

 

b - Le manteau : 2 paramètres externes, P & T, et  La fusion partielle du Manteau

Les changements de phases décrits précédemment par relations (1) et (2), ont un DV <0 de la gauche vers la droite. Ils expriment la réponse du solide mantellique à l’augmentation de pression avec la profondeur. Par ailleurs, en dehors de l'eau qui est un corps aux propriétés physiques éminemment particulières, le passage de l'état solide à l'état liquide des matériaux terrestres se fait à DV croissant (La pression "favorise" le solide). Dans un champ P, T, le liquidas et le solidus anhydres du Manteau terrestre, connus expérimentalement, ont donc une pente positive. Le choix du solidus anhydre est justifié par la très faible quantité d’eau contenue dans le manteau.

On appelle géotherme la relation température profondeur (courbe P. T.). Si celle-ci était linéaire, c’est à dire si l'augmentation de température avec la profondeur était constante, et restait égale à la variation mesurée au voisinage de la surface terrestre[1], le point de fusion du manteau serait très rapidement dépassé. Le manteau serait entièrement fondu au-delà de 100 Km, et la température au cœur de la planète serait incompatible avec l’état physique qui est le sien. En outre, la propagation des ondes sismiques dans le manteau impose que celui-ci soit solide. Il faut donc nécessairement que le géotherme terrestre soit courbé pour ne pas recouper le solidus du manteau (Fig. 12).

 

Fig. 12 : diagramme P,T du manteau supérieur.

 

 

La courbure du géotherme résulte de 2 phénomènes:

1 -   en premier lieu, la lithosphère terrestre rigide (croûte + sommet du manteau) ne transfert la chaleur que par conduction[2], alors que le manteau plus profond est un solide “fluide” qui transporte la chaleur aussi par convection; le gradient de température, fort dans la lithosphère, s’affaiblit donc rapidement en entrant dans le manteau convectif ;

2 -   en second lieu, l'essentiel de la chaleur terrestre est produite par Radio Activité, et ce de façon hétérogène; la majeure partie des éléments à vie longue, U, Th, K sont concentrés dans la croûte terrestre ce qui ne peut que renforcer la courbure du gradient thermique.

Depuis 4.5 Ga., les volcans terrestres déversent à la surface des dizaines de km3 de lave / an. Si ce liquide est extrait du manteau par fusion partielle, on voit mal dans ce qui précède comment le solide mantellique peut être capable de produire des liquides magmatiques! Produire du liquide impose donc une alternative :

1 -   soit déplacer le géotherme terrestre jusqu'à recouper le solidus du manteau ;

2 -   soit déplacer le solidus du manteau jusqu'à atteindre le géotherme....

Comment pouvons-nous agir sur les paramètres de système pour faire se recouper solidus et géotherme?

1 -   Déplacer le géotherme signifie augmenter la T° à une pression donnée, donc disposer de plus de chaleur que ce dont le solide à l'équilibre dispose normalement. Ce déséquilibre doit apparaître grâce au comportement de fluide convectif du manteau à l'échelle géologique, dont la dérive des continents est la manifestation en surface. Si la vitesse de convection est suffisamment lente, le solide ascendant mantellique dans une cellule convective aura le temps "d’ajuster" son état aux conditions environnantes, mais si la vitesse de convection est suffisante pour que la diffusion de la chaleur avec l'environnement ne soit pas complète, on se rapproche des conditions d'une détente adiabatique (sans échange de chaleur). Si une parcelle de manteau s’élève dans les conditions considérées, elle sera alors anormalement chaude et tendra à remonter vers la surface, et cela d’autant plus vite que la différence de densité avec le manteau environnant sera grande. Le géotherme se trouve alors déplacé vers les hautes températures. La fusion commencera lorsque la parcelle de Manteau arrivera à une profondeur suffisamment faible, et elle sera d’autant plus intense que l’intersection du géotherme et du solidus sera importante. La décompression adiabatique caractérise les ascendants mantelliques (au droit des rides océaniques par exemple) qui constituent des lieux majeurs de production de magma. Nous y reviendrons dans la description de la lithosphère océanique.

2 -   Déplacer le solidus jusqu’à recouper le géotherme impose de modifier au moins 1 des paramètres intensifs qui décrivent le système mantellique. Le constituant H2O est le paramètre influent essentiel, même si sa concentration dans le système est basse. En effet, la pression partielle d'H2O peut modifier très fortement la position du solidus. On remarque sur la figure 12 la morphologie du solidus humide, très incurvé vers les basses pressions (flèche 2). Mais pour ce faire, il faut pouvoir justifier une introduction d'eau dans le système. Inversement, si l'on y parvient, la fusion partielle est assurée. Nous y reviendrons dans la description de la lithosphère plongeante.

La géochimie affirme reconnaître deux réservoirs parents distincts dans les produits du volcanisme:

1 -   Le premier correspond aux basaltes d'origine profonde. Ceux-ci montrent des rapports isotopiques proches de ceux des chondrites (que l'on considère comme un matériel non différencié n'ayant subi aucune ségrégation). Le manteau profond qui donne naissance à ce type de basaltes n'aurait donc pas subi d'autre fractionnement que celui qui a séparé le noyau du manteau lors de la constitution du globe. Son caractère primitif n'aurait pas été considérablement modifié depuis. Des études récentes des rapports isotopiques de l'hélium, élément volatil et donc prompt à se séparer du manteau pour rejoindre l’atmosphère[3] montrent aussi que le rapport 3He/4He est anormalement élevé dans ces roches volcaniques d'origine profonde. Ce rapport apparaît proche de ce qu’il devait être au début de l’histoire de la Terre et il n’aurait que très peu évolué lui aussi depuis plusieurs Ga. Inversement certains caractères chimiques particuliers de ce volcanisme, qui par exemple s’apparentent à un mélange avec des matériaux sédimentaires, supposent que ce réservoir n'est pas complètement isolé de la surface.

2 -   Le second type correspond aux basaltes d'origine mantellique plus superficielle. Leur composition élémentaire et leurs rapports isotopiques sont très différents des premiers et suggèrent que le manteau superficiel dont ils sont issus a subi une histoire beaucoup plus mouvementée, passant en particulier par le fractionnement de la croûte continentale. De densité considérablement plus faible que celle du manteau supérieur, elle est donc très peu recyclée depuis sa fabrication. Si l'on considère que la croûte terrestre est le produit de la différenciation chimique du manteau, la partie du manteau qui a donné naissance à la croûte doit être corrélativement appauvrie en éléments qui sont préférentiellement incorporés dans la croûte. Cette soustraction a sans doute marqué à jamais la composition du manteau supérieur.

Une telle dichotomie des produits volcaniques tend naturellement à laisser imaginer que ces deux réservoirs, si différents, ont vécu indépendamment. Dans ces conditions, la discontinuité à 670 Km paraît se comporter comme une couche limite diffusive, séparant ces deux réservoirs qui doivent donc nécessairement convecter séparément, au moins en première approximation.

3 - La tomographie sismique du manteau supérieur

La tomographie sismique est probablement le moyen d'investigation du manteau le plus puissant dont nous disposons de nos jours (Lire MC - Planeto - Tomographie sismique manteau - Grizard.htm). Il s'agit d'une méthode d'analyse des données sismiques enregistrées par un réseau serré de sismographes. Nous avons vu au paragraphe “ sismique ” que l'inversion consiste ici à fabriquer un modèle de Terre sphéro-concentrique radialement homogène, dont nombre de paramètres ne sont pas directement mesurables (profondeur des discontinuités, T°, P, K, m, r...), mais pour lesquels les valeurs attribuées satisfont au mieux les données mesurées en surface (temps de trajet des ondes en particulier). La tomographie donne, après inversion, une image du manteau à une profondeur donnée en mettant en évidence des variations latérales des vitesses de transmission des ondes sismiques à la profondeur considérée, par rapport à la moyenne prévue par le modèle.

Elle met ainsi en évidence dans le manteau supérieur profond (Fig. 13) des zones plus rapides (en bleue) et des zones plus lentes (en rouge) qui sont attribuées à des écarts de T° caractérisant des mouvements convectifs évidemment transverses sur les discontinuités liées aux changements de phases préalablement évoquées.

 http://igppweb.ucsd.edu/~gabi/mantle.dir/upper-mantle.jpeg

Fig. 13 : Tomographie sismique du manteau supérieur

http://igppweb.ucsd.edu/~gabi/mantle.dir/upper-mantle.jpeg

 

a - Zones d’accrétion

Lire MC - Tectonique - Accretion Rift Dorsale - Martin-Mayembo.htm. Les cartes des vitesses à profondeur croissante de la figure 13 montrent une très bonne corrélation entre la position des régions lentes et chaudes en profondeur (rouge foncé) et la présence des dorsales océaniques en surface, qui sont les zones où les plaques lithosphériques sont fabriquées en continu à partir du manteau, par accrétion de lithosphère. La zone chaude correspondant à la ride Est- et Sud-Pacifique reste marquée jusqu'à 600 Km de profondeur. On peut donc dire que sous les dorsales océaniques qui fonctionnent depuis longtemps avec une vitesse d'expansion élevée (10 à 20 cm/an) comme la ride circum-Pacifique ou Est-Pacifique, le domaine chaud semble s'étendre jusqu'à la discontinuité de 670 Km (manteau supérieur - manteau inférieur) mais pas au-delà. Une dorsale ancienne mais lente comme la dorsale Atlantique paraît correspondre à une “ déchirure ” au moins localement moins profonde dans le manteau (Fig. 13-14).

Fig.14 : Représentation 3D  des zones chaudes du manteau supérieur.

Zones rapides (dv/v <0) en rouge, sous les rides océaniques principalement

Les petites ouvertures récentes, comme la mer du Japon, correspondent à une anomalie thermique peu ou pas marquée en profondeur.

b - Zones de subduction

Lire MC - Tectonique - Subduction Convergence Arc Marge active - Martin-Mayembo.htm. Les cartes de la figure 13 montrent que les régions rapides et froides du manteau correspondent, en surface, en premier lieu aux masses continentales, et en second lieu à la zone centrale de la plaque Pacifique. On remarquera que la zone froide centrée sur la plaque Pacifique perd progressivement son identité en descendant.

Seules les zones de subduction présentent des racines froides profondes. Certes le réchauffement des plaques subductées lors de l'enfouissement efface progressivement le contraste de densité avec le manteau environnant, mais leur signature sismique a pu être mise en évidence malgré tout jusqu'à la transition à 670 Km(Fig. 15).

Fig.15 : Représentation 3D  des zones chaudes du manteau supérieur.

Zones lentes en bleu, localisées à faible profondeur sous les continents, et à grande profondeur en périphérie de l’océan pacifique (zones de subduction)

Si les rides sont le lieu d'âge zéro de la lithosphère, les fosses (zones de subduction) ne constituent pas un lieu isochrone. Le lieu de plongement d'une plaque résulte en effet d'un ensemble de paramètres qui n’ont rien à voir avec l’âge de la plaque en ce lieu, mais bien plutôt avec la nature et la géométrie des plaques en contact avec elle :

1 -   Leur nature intervient en effet car il existe un seuil de densité en dessous duquel les matériaux sont trop légers pour suivre une branche convective descendante dans le manteau. Ainsi, les continents (densité moyenne 2.7) ne peuvent être que très partiellement recyclés, nous en reparlerons. Leur présence impose alors à une plaque voisine de plonger à leur contact. Il arrive aussi qu’une plaque lithosphérique, au lieu d’être subductée, soit obductée sur la plaque adjacente (lire MC - Tectonique - Obduction  - Martin.htm et La Dérive des Continents)

2 -   La distribution (géométrie) des masses non recyclables joue aussi un rôle prépondérant, car la Terre est une surface fermée; tout mouvement en un point a donc des incidences ailleurs. On l'oublie trop souvent à regarder des projections planes.

Une coupe à travers une zone de subduction, comme par exemple le NE de l’arc volcanique du Japon (Fig. 16)

Fig. 16 : coupe EW à travers l'arc du Japon.

montre que les foyers des séismes (petits ronds) sont répartis sur trois régions:

1 -   Du côté de la fosse océanique, les séismes sont localisés à la partie moyenne et supérieure de la région froide (en bleu sombre) identifiée comme l’extrados de la plaque Pacifique plongeant sous le Japon. Cette trace sismique est appelée plan de Benioff. Il est à noter que le coin de manteau situé au-dessus de la plaque plongeante est constitué de deux régions : le manteau en contact avec la plaque plongeante est refroidi par celle-ci ; cette région est surmontée par une région chaude (jaune à rouge) en relation étroite avec le volcanisme en surface.

2 -   En sub-surface sous le Japon, les séismes en grand nombre témoignent de l'activité volcanique dans la croûte continentale de l'arc.

3 -   Du côté de la mer du Japon, on observe beaucoup de foyers sismiques peu profonds. Ceux-ci sont provoqués par la mise en place plus à l’ouest de petites cellules de convection dans le coin mantellique situé entre la plaque plongeante et la lithosphère (Japon + mer du Japon). Cette “ mini ” convection provoque dans cette lithosphère une distension très comparable à celle que l'on observe au droit des dorsales océaniques majeures. On appelle ces régions d'ouvertures océaniques mineures des bassins arrière-arc. Ces zones chaudes du manteau sous les petites mers arrière-arc disparaissent rapidement en profondeur dans le manteau.

Le comportement du plan de Benioff est différent d'une zone de subduction à une autre. Son angle de plongement varie considérablement (Fig. 17).

Fig. 17 : 2 types de zones de subduction.

Les zones de Benioff plongeant vers l’E-NE sont à faible pendage et supportent des chaînes orogéniques à double vergence alors que celles plongeant vers l’ouest sont à forte pente et les chaînes associées sont à simple vergence. C. Doglioni 1999 voit dans cette différence un mouvement relatif d'est en ouest du manteau profond par rapport à celui des plaques lithosphériques, provoqué par la rotation terrestre.

Le plus souvent, la plaque subductée vient s’étaler sur la zone de transition à 670 Km. En 1994, Kawakatsu et Niu ont reconnu une nouvelle discontinuité dans le manteau inférieur, à 920 km sous la zone de subduction de Tonga. Cette discontinuité a été observée depuis sous deux autres zones de subduction (Japon-Izu Bonin, et Indonésie) à une profondeur variant de 920 à 1080 Km. Le contraste d’impédance acoustique que révèlent ces discontinuités est lui aussi très variable. Trois hypothèses sont envisageables pour caractériser cette discontinuité :

1 -   un nouveau changement de phase ;

2 -   une hétérogénéité chimique dans le manteau inférieur ;

3 -   plus probablement cette discontinuité correspond à la base de la plaque subductée, stockée à une profondeur pouvant atteindre ainsi 800 à 1000 km.

4 - La tomographie sismique du manteau inférieur

Nous avons déjà mis en évidence le caractère hétérogène de la couche D" à la base du manteau (frontière noyau-manteau) et, en corollaire, l’existence d’anomalies thermiques liées au mode de transfert de la chaleur du noyau vers le manteau. Les cartes tomographiques obtenues ces dernières années pour diverses profondeurs dans le manteau inférieur (e.g. Michael Gurnis et al, 2000, Fig. 18) nous montrent que le contraste de densité définit deux zones chaudes équatoriales au voisinage du noyau.

Fig. 18 : cartes tomographiques du manteau inférieur.

Ce contraste tend à s’effacer dans la partie médiane du manteau. On remarque en effet qu'à cette profondeur deux « tuyaux » beaucoup plus étroits (en rouge) correspondent aux deux zones chaudes de la couche D". On remarque sur la figure que le tuyau mantellique africain se situe à l'aplomb du plateau sud-africain. Ce haut plateau est anormalement élevé pour un vieux craton complètement érodé (environ 1000-1200m au lieu de 300-400m en moyenne). Pour Michael Gurnis et son équipe, la dilatation provoquée par le matériel mantellique chaud serait à l’origine de soulèvements régionaux de grande ampleur. Ainsi la topographie de la planète serait largement marquée par la convection mantellique profonde. Le second conduit surchauffé, situé sous le Pacifique, correspondrait aux panaches équatoriaux qui percent en surface le plancher océanique (e.g. volcanisme d’Hawaï).

Dans les interprétations construites à partir de l’ensemble des données (Fig. 19), les auteurs montrent sur les coupes B et C que le matériel chaud qui remonte ne dépasse pas la discontinuité à 670 Km. Par contre, dans la coupe A, le panache chaud semble en connexion avec le manteau supérieur chaud et très étiré vers le nord-est. C’est ce manteau supérieur qui alimente à son tour le volcanisme Est-Africain.

Fig. 19 : coupes tomographiques du manteau inférieur.

 

Il apparaît ainsi que la discontinuité à 670 Km est probablement franchie, au moins partiellement ou de manière intermittente, par les panaches ascendants du manteau inférieur, et qu’elle est aussi probablement franchie par du matériel froid et dense stocké au fond du manteau supérieur. Faut-il alors envisager que la convection mantellique est à un seul étage ?

5 - Vers une convection à 1 ou 2 couches ?

Lire Q - Planeto -Le manteau convecte en une ou deux couches - Grizard.htm. Pour les géochimistes, la question est en effet encore largement d’actualité. Nous avons vu que la dichotomie de composition chimique entre volcanisme d’origine profonde et volcanisme d’origine plus superficielle paraît nécessiter une séparation ancienne (plusieurs Ga.) en deux réservoirs mantelliques distincts, l'un supérieur et l'autre inférieur. La discontinuité à 670 Km agissant alors comme une couche limite diffusive, ces deux réservoirs devraient alors nécessairement convecter séparément.

Pour les géophysiciens, cette séparation n’est pas évidente et les opinions sont encore tranchées. Certains, comme Glatzmaier et Roberts, estiment que les modèles à une seule couche de convection, comme Terra-Dynamo (Fig. 20a), « collent » mieux aux données sismiques que les modèles à deux couches.

Deux observations doivent être gardées en mémoire :

1-   La forme du géoïde est dominée par des structures de grande longueur d’onde, 10 000 à 20 000 kms, qui sont considérablement plus grandes que la hauteur possible des cellules convectives du manteau (moins de 3000 km maximum pour un manteau à une couche) ;

2-   Les hétérogénéités de vitesses sismiques mesurées dans le manteau sont elles aussi de grande longueur d’onde

Ces deux faits sont en contradiction avec les résultats des modèles de manteau iso visqueux, qui montrent des cellules convectives aussi peu larges que hautes (Fig. 20b). Par contre les modèles de manteau à viscosité croissante (Fig. 20c) présentent des cellules étalées beaucoup plus conformes aux structures gravifiques et sismiques évoquées. En plus, les branches plongeantes des cellules acquièrent une morphologie en feuillets plus comparables aux plaques plongeantes que les panaches froids plongeants des modèles isovisqueux. Outre le chauffage interne du manteau par radioactivité et son chauffage basal hétérogène (et mal connu) par la couche D”, il existe de nombreux autres paramètres qui peuvent modifier la convection, rappelons le comportement cassant de la lithosphère continentale qui vient localement jouer le rôle de couvercle, la viscosité qui peut varier brutalement, les changements de phases qui accompagnent l’augmentation de pression avec la profondeur. Confortant ce point de vue, on a mis en évidence pour la première fois dans les années 90 dans l’Ouest-Pacifique sous la fosse des Kouriles et sous le Japon, des zones froides dans le manteau inférieur qui paraissent relier zone de subduction dans le manteau supérieur et couche D".

      b) Modèle isovisqueux                c) Modèle à viscosité croissante

 

Fig 20 : a)Modèle Terra-Dynamo ;

Les hétérogénéités de transfert de chaleur à la surface du noyau paraissent guider la convection dans le manteau, modèle à une couche.

A la surface terrestre, les zones froides apparaissent beaucoup moins diffuses  (réseau linéaire ou curvilinéaire bleu) que les zones plus chaudes en vert à l’aplomb des panaches rouges dans le manteau.

Les simulations, effectuées depuis les années (1997-1998) à partir des résultats de la tomographie viennent conforter cette hypothèse. La figure 21 montre par exemple l’iso-surface limitant le domaine des ondes P à vitesse 0.5% plus grande que la moyenne, pour tout le manteau (supérieur et inférieur) de la région allant du Japon à l’est de la Chine.

Fig. 21 : Simulation tomogra-phique du manteau Est Pacifique

Cette surface iso-vitesse décrit la subduction de la plaque océanique Est-Pacifique au niveau des fosses des Kouriles, du Japon et de l’arc Izu-Bonin. Le modèle rend compte d’une part de l’accumulation de matériel subducté en une flaque plate située sur la zone de transition entre manteau supérieur et manteau inférieur, et d’autre part de la présence d’un pont étroit de matière froide dans le manteau inférieur qui met en relation la discontinuité à 670 Km et une sorte de cône de déjection s’étalant sur la couche D", dénommé « cimetière » des plaques enfouies. Récemment, une zone froide a été identifiée sous la Sibérie (Van Der Voo 1999 ; Fig. 22a) à l’ouest du lac Baïkal jusqu’à 2500Km de profondeur. Elle est interprétée comme les restes d’une plaque océanique ancienne qui, dans la collision des blocs qui formèrent progressivement l’Eurasie, fut subductée en lieu et place du Lac Baïkal pendant 50 Ma. au moins à la fin du Jurassique (Fig. 22b). Cette découverte suggère donc que la trace des plaques subductées dans le manteau inférieur persisterait au moins durant 150 Ma., peut-être plus ?

Fig. 22a : plaque subductée sous l’Ouest du lac Baïkal

 

Ainsi donc, des exemples de plus en plus nombreux de plaques modernes et anciennes plongeant dans le manteau inférieur sont rapportés. Ces plaques vont rejoindre la couche D", qui apparaît d’une part, ainsi qu’on l’a montré plus avant, comme le parent des ascendants mantelliques profonds (les panaches), et d’autre part comme le cimetière des plaques océaniques subductées.

Il est toutefois très probable que les descendants mantelliques ne franchissent pas aisément la discontinuité à 670 Km. Dans un article relativement récent paru dans Nature P. J. Tackley 2008 confirmait que les modèles de convection sont toujours d’actualité  (Fig. 23a) et suggèrent que les plaques relativement froides (en bleu) sont soit défléchies sur cette discontinuité (tireté).

Fig 22b : paléo-reconstructions de la Sibérie (SIB) et des blocks adjacents,

a)       au Jurassique Supérieur et b) au Crétacé Inférieur, montrant la subduction de l’océan Mongol-Okhotsk sous la marge Sibérienne.

EUR, Europe; KAZ, Kazakhstan; MON, Mongolia; NCB and SCB, North and South China blocks; INC, Indochina; and SH, Shan-Thai block.

On observe en effet clairement  que les plaques subductées n’offrent pas un contraste de densité suffisant avec leur manteau environnant (en tous cas les plaques à vitesse sismique lente) pour traverser la discontinuité. Elles viennent donc s’étaler à la profondeur de 700 Km. D’autres, au contraire traversent bien la discontinuité et sont renvoyées vers la CMB. Les morceaux accumulés dans ces cimetières bleus sont de l’ancienne lithosphère, donc un matériau issu de la fusion partielle du manteau. Or le produit de l’extraction des matériaux fusibles est enrichi en alcalins. Donc la CMB s’enrichit en matériaux lithosphériques donc certains sont des reliquats réfractaires pauvres en alcalins et d’autres sont au contraire très enrichis en alcalins. Ce matériel est figuré en rouge orangé dans la figure 23a.

Fig. 23a: convection à deux étages de Paul J. Tackley.

Il donne naissance à des panaches chauds et légers de matériel marqué par sa grande richesse en alcalins (mantle-plumes en rouge), qui vont remonter vers la surface et alimenter le volcanisme alcalin de point chaud. Leur trajet peut être direct jusqu’à la surface (plumes primaires), mais les panaches peuvent aussi être bloqués sous la discontinuité à 670 Km et alimenter des plumes secondaires.

On sait que le contraste entre les deux réservoirs résulte principalement de la transformation de phase,

olivine «. pérovskite + magnésio-wüstite.

Aussi, dès 1994, on a cherché comment la transition de phase à 670 Km pourrait jouer un rôle de clapet intermittent. Les modélisations du transfert de chaleur dans le manteau prenant en compte cette transition de phase (Fig. 23b) ont alors montré qu’en fonction de la pente de l'équilibre des phases (pente de Clapeyron), on peut envisager plusieurs modes de distribution des isothermes (parties droites des sphères de la figure) et des cellules de convection (parties gauches).

a) modèle à 1 couche;         b) modèle mixte;               c) modèle à 2 couches

  

Fig. 23b : simulation de la convection dans le manteau;

Entre les deux extrêmes que sont, a) la convection unique à travers les deux manteaux pour une pente nulle, et c) la convection à deux étages découplant complètement le manteau inférieur du manteau supérieur pour une pente très forte de l’ordre de – 4.106 Pa/K, il peut exister b) des modes de convection à deux étages de cellules capables d'échanges intermittents, pour des valeurs de la pente de l’ordre de – 2.106 Pa/K – 3.106 Pa/K tout à fait comparables à celles qui ont été obtenues lors de travaux expérimentaux sur cette transformation de l’olivine en pérovskite D’après ces modèles, le manteau supérieur froid stagne et s’accumule sur la discontinuité, qu’il franchit spontanément lorsque l’accumulation est suffisante. Lorsque cette quantité critique est atteinte, il se produit une avalanche de ce manteau supérieur froid jusqu’au fond du manteau inférieur, et un nouveau cycle recommence. Pour les auteurs, la durée de ces cycles pourrait être comparable aux cycles de construction des super continents (Pangée(s)), de l’ordre de 400 à 500 Ma, serait néanmoins variable et pourrait être contrôlée par la mise en place de super panaches comme les deux que nous avons évoqués au paragraphe Chp.4.B.2.

M. Yoshida et M. Santosh ont montré en 2011 l’impact des supercontinents sur la dynamique mantellique et en corollaire sur les mouvements des plaques en surface. La fabrication de ces « Pangées » résulte, d’après les modèles de circulation dans le manteau, d’une subduction simultanée en de multiples zones, conduisant à une super subduction des plaques océaniques et au rapprochement des continents en surface (lire Q - Ocean - Histoire Evolution et Devenir des Fonds Sous-Marins - Perrot.htm). Pour les auteurs, le plongement vers l’interface noyau manteau (CMB) des matériaux d’abord stockés sur la zone de discontinuité (vers 700km) constitue le potentiel d’énergie capable d’engendrer un diapir de super panache depuis la CMB, auteur de la rupture du supercontinent. Le couvercle imposé au transfert de chaleur par le supercontinent (voir Chp.1.B) se traduit par une augmentation de la température sous la lithosphère continentale et une réorganisation majeure des cellules convectives dans le manteau, comme le montre la figure 23c.

Fig 23c : Masaki Yoshida & M. Santosh 2011;

a cartoon showing the time series of mantle reorganization by the existence of amalgamation of supercontinent.

http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0012825210001753#

On passerait alors par un stade de convection à un seul étage, peut-être généralisé à l’échelle de la planète, qui serait caractéristique des épisodes de supercontinents. Dans la phase de dispersion des morceaux disloqués du super-contient comme nous pouvons l’observer depuis la fin de la Pangée au Trias, la convection mantellique retournerait au modèle à deux couches présenté plus avant, avec des cellules convectives considérablement plus petites.

En résumé :

1 -   La trace froide de la plaque subductée peut être suivie jusqu'à 650-700 Km, zone de transition pérovskite, voir plus de 1000 km, ce qui suggère des complications dans cette transformation;

2 -   L'angle de plongement de la plaque est souvent brutalement modifié à cette profondeur, témoignant ainsi de la « flottabilité » importante de cette plaque sur le manteau inférieur ; La zone de transition constitue donc bien une couche limite (conductive et donc à fort gradient thermique) ;

3 -   Le déplacement de l'équilibre de phase initial, résultant de cette accumulation de matériau froid et dense pourrait permettre un changement de la pente de l’équilibre, déclenchant une avalanche de matériau lithosphérique (plaque subductée) dans le manteau inférieur suivie d'un retour à la normale ; le rôle de couche limite de la zone de transition est donc transgressé au moins localement et la convection, certes à deux couches, admet des discontinuités de cette couche limite, dans le temps et/ou dans l’espace ;

4 -   La couche D" constituerait le cimetière de ces plaques subductées, matériau hétérogène mélange de manteau lithosphérique appauvri et réfractaire, et de matériau crustal relativement enrichi en éléments alcalin et hygromagmatophiles[4] ; elle s’enrichirait en outre des produits de réaction entre la base du manteau et le noyau métallique liquide ;

5 -   Les hétérogénéités de la couche D", en agissant sur le transfert de chaleur du noyau vers le manteau, régiraient le fonctionnement de la dynamo terrestre et la dynamique des panaches mantelliques profonds générateurs d’épisodes volcaniques paroxysmiques ;

6 -   Le transfert des panaches chauds du manteau inférieur au manteau supérieur est complexe ; une partie seulement du matériel du panache est transférée vers le manteau supérieur; cette partie semble entraînée dans la convection mantellique supérieure (au moins dans le cas de l’Afrique). En surface, le volcanisme des points chauds reste géographiquement fixe sur de longues périodes alors que les plaques sont mobiles, dessinant ainsi par exemple les chaînes de volcans d'âge régulièrement croissant du Pacifique. Un tel schéma suggère que la géométrie des cellules convectives du manteau supérieur reste stable au moins pendant le même laps de temps ; la géométrie de ces cellules est alors indépendante de celle des plaques sus-jacentes, sauf dans les branches descendantes qui, pour certaines, coïncident avec les zones de subduction.

7 -   Le modèle de la convection à 2 couches et cellules de « petite » taille, avec des panaches ascensionnels locaux traversant la limite à 670 km entre les deux manteaux et inversement des avalanches vers la CMB de lithosphère subductée et stockée temporairement sur cette limite entre les 2 manteaux prévaut lorsque les continents sont dispersés comme ils le sont actuellement ; le modèle de convection à une seule couche et cellules de grande taille (disparition temporaire de la limite à 670 km) s’installe lors des épisodes de supercontinent à cause de la mauvaise dissipation thermique que cela engendre.

 

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[1] de l’ordre de 30°/Km en moyenne et pouvant dépasser 100°/Km dans les rifts.

[2] exception faite du transport de chaleur par advection dans les zones de rift et de subduction (chapitre 1 et § suivants).

[3] et ce d’autant plus  qu’il s’agit d’un isotope léger (cf. § VI).

[4] On appelle élément hygromagmatophile tout élément qui, engagé ans un processus de fusion partielle du manteau ou de la croûte, présente un coefficient de partage D entre le solide et le liquide très faible : D<<1. Autrement dit, ces élément présentent une grande affinité (comme les alcalins dans la fusion du manteau) pour les liquides magmatiques. Donc lors de la cristallisation fractionnée les éléments hygromagmatophiles se concentrent dans les derniers liquides.

liquides.