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CHAPITRE 1

Evacuer la Chaleur de la Planète

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D- Les bilans énergétiques internes

La Température mesurée dans les mines, croît si vite avec la profondeur, en moyenne 30°C.Km-1 dans les continents, que l'on a admis longtemps que sous l'écorce solide, la Terre devait être encore liquide. En fait, si le gradient (ou géotherme) mesuré en surface était linéaire, la température serait si forte au centre (environ 200 000°) que la Terre devrait être volatilisée!

1 - Les sources de chaleur de la Terre

Avant la découverte de la radioactivité (Becquerel 1896), on était obligé d'admettre que la chaleur dissipée de nos jours était due exclusivement à l'énergie cinétique primitive emmagasinée sous forme de chaleur lors de la formation de la Terre. Cette chaleur primitive d'origine gravitationnelle a été récupérée lors des 500 premiers millions d’années de la vie de la Terre. En un premier temps, c’est la condensation du gaz et des poussières de la nébuleuse en petits corps qui transforme son énergie potentielle en chaleur. Progressivement, la période d’accrétion à froid (voir Chp.4D1a) cède place aux impacts entre corps de moins en moins petits, puis entre planètésimaux, qui transforment de l’énergie gravitationnelle en chaleur. Enfin, dans une Terre que l’on s’accorde à penser être devenue entièrement liquide, la différenciation du noyau en fer et nickel achève cette période de récupération de l’énergie gravitationnelle en chaleur. La séparation de ces deux éléments, très abondants, a deux causes : i) ils sont les plus massiques des éléments abondants, oxygène, silicium, aluminium et magnésium (voir Chp.2B1, Fig. 6a) ; ii) ils s’associent aisément en alliage et sont volontiers constitutifs de minéraux sans oxygène (e.g. les sulfures). Ils ont un donc un comportement chimique voisin, comparable aussi à celui du cuivre, on les dit « chalcophiles ». Ils se séparent donc à cette époque précoce et occupent le centre de la Terre, constituant ainsi le noyau. Les autres constituants, aluminium, alcalins, alcalino-terreux et autres, combinés à l’oxygène et au silicium, constituent la seconde enveloppe de cette Terre initiale, le manteau. Les éléments volatiles, qui ne peuvent entrer qu’en petite quantité dans les structures minérales, se rassemblent en une enveloppe extérieure, constituant une atmosphère à cette Terre primitive.

Si l’on imagine que la Terre fut essentiellement liquide dans un premier temps mais qu’elle ne l’est plus de nos jours, il faut ajouter à cette énergie initiale la chaleur latente de cristallisation de la planète. En outre, le changement de densité qui accompagne ce changement d’état implique la récupération simultanée d’un peu d’énergie gravitationnelle en chaleur.

Pour en terminer avec les sources de chaleur primitive, il faut ajouter le rôle des éléments radioactifs à vie courte, 129I et en particulier 26Al, de période 740 000 ans (voir Chp.2D1). Leur contribution fut éphémère et peut être considérée comme négligeable au-delà de 10 périodes[1].

Pour l’essentiel, la radioactivité est due à quelques éléments pères, dits radioactifs, qui se déstabilisent spontanément en éléments fils radiogéniques (Fig. 4a).

Fig. 4a : les éléments radioactifs et radiogéniques dans le tableau périodique.

 

Tous très lithophiles, c'est-à-dire ayant une affinité chimique forte pour les magmas granitiques et les minéraux des roches de la croûte terrestre, ils sont absents ou quasi-absents du noyau, ils sont relativement abondants dans le manteau et ils sont très largement concentrés dans la croûte terrestre avec les autres éléments lithophiles.

Quelques autres éléments pères sont le fruit d’interactions de l’atmosphère avec les radiations cosmiques qui y parviennent ; ils sont dits cosmogéniques et se déstabilisent eux aussi en éléments radiogéniques fils. Ils sont bien sûr présents essentiellement dans l’atmosphère et sur la surface de la Terre, dans les sols par exemple. Ainsi, pour le béryllium (Be), qui possède 10 isotopes dont le 9Be stable, le 10Be est le produit d’une spallation N ou C dans la haute atmosphère. Il est « récolté » avec la pluie, et son comportement dans les eaux est très contrasté en fonction du pH : il est très soluble sous pH £5.5, et précipite au-delà. Aussi est-il volontiers bloqué dans les sols, pour lesquels le couple 10Be ® 10B, de période 1.5 Ma devient un excellent traceur de leur formation ou érosion, mais aussi de l’activité solaire, qui se traduira par le taux de spallation ; on peut aussi l’utiliser pour la datation des glaces. Mais le 10Be peut aussi provenir de la spallation des atomes de Si dans les grains de quartz de la surface du sol. Au sein de ces minéraux, il constitue aussi un traceur bien utile. Parmi les éléments cosmogéniques, citons le 11C dont la période très courte (11mn) en fait un traceur  à usage médical, le 36Cl et le 41Ca, et enfin l’26Al. Nous avions noté plus avant l’intérêt de ce dernier dans la datation des chondrites. Il est aussi produit en continu par spallation Ar dans la haute atmosphère et peut, comme le 10Be, être incorporé dans les cycles de l’eau et dans les sédiments ou les sols.

On estime à 4.2 1013 W (environ 40 térawatts) le flux de chaleur qui traverse actuellement l’interface lithosphère-atmosphère, soit 82 mW.m-2, une quantité 10000 fois moindre que celle fournit par le soleil (cf. Ch.5) Cette estimation est faite à partir de mesures de surface dont la répartition n’est certes pas homogène, mais elle nous semble satisfaisante. A titre indicatif, soulignons que cette énergie interne que dissipe la Terre dans l'espace est environ 104 fois plus faible que celle qu'elle reçoit du Soleil ! Lire   Cours/2007-2008/Geol/Geoth/Cours_2007_2008_geotherme.ppt

Fig. 4b : Bilan énergétique interne

Tableau 1, bilans énergétiques internes

Nature

lieu de dissipation

quantité d’énergie 1012W

radioactivité

croûte continentale

croûte océanique

manteau supérieur

manteau inférieur

noyau

4.2 - 5.6

0.06

1.3

3.8 - 11.6

0 - 1.2

chaleur initiale

manteau

noyau

7 - 14

4 – 8

chaleur de différentiation

chaleur latente de cristallisation

énergie gravitaire

noyau liquide

 

1 - 2.8

1

mouvements différentiels

manteau

0 – 7

processus tectoniques

lithosphère

0.3

séismes

lithosphère

0.03

météorites

 

?

 

total

42

 

Les bilans d’énergie que l'on dresse de nos jours montrent (tableau 1 et Fig. 4b) que 50% au moins de l'énergie interne dissipée provient de la désintégration des éléments radioactifs à période longue (238U, 235U, 232Th, 40K en particulier). On connaît bien la quantité de chaleur produite par unité de masse de U, Th ou K, et l’on connaît très bien la composition de la croûte supérieure ; l’estimation de la production est donc aisée pour cette tranche superficielle. Par contre on connaît moins bien la croûte inférieure. De même, on connaît relativement bien le manteau supérieur, grâce en particulier aux ophiolites, véritables radeaux de lithosphère océanique déposés sur les continents, mais nos connaissances sur le manteau inférieur restent très limitées. Néanmoins, on peut proposer le schéma suivant :

1 -   les chaînes de désintégration de l’Uranium 238U Þ 206Pb, de période l=4.5 Ga., et 235U Þ 207Pb (l=0.71 Ga.) produiraient 1013 watts dans le manteau ;

2 -   La chaîne 232Th Þ 208Pb (l=14 Ga.), produirait aussi 1013 watts dans le manteau ;

3 -   La chaîne 40K Þ 40A,40Ca (l=1.28 Ga.) serait responsable de 0.4 1013 watts dans le manteau

Ces sources U, Th, K dégageraient 0.8 1013 watts dans la croûte. Bien que celle-ci représente un petit volume par rapport à celui du manteau, elle apporte une contribution comparable à celle du manteau supérieur, car les éléments radioactifs à vie longue y ont été concentrés principalement par différenciation à partir du manteau supérieur, qui représente les 670 premiers Km du manteau terrestre.

La contribution des principaux éléments radioactifs a beaucoup évolué avec le temps (Fig. 4c), à la fois globalement on estime le dégagement de chaleur radioactive des premiers instants à 2.5 10-11 w.kg-1 contre 0.6 actuellement ; dans la figure, on note que les contributions relatives des différents éléments ont beaucoup évolué, d’une part en fonction de leur abondance initiale et d’autre part en fonction de leur période ; ainsi, 235U qui était initialement le 1° contributeur à la chaleur dégagée, est quasi épuisé maintenant (1/64° de sa concentration initiale) et ne représente  plus rien en terme de chaleur actuellement.

 

Fig. 4c : Evolution de la chaleur dégagée par la radioactivité à vie longue depuis la création de la Terre

Le total représente 3.2 1013 watts. Il reste donc 1013 watts qui représentent la part de la chaleur initiale, soit environ 24%

Le comportement du potassium lors de la différenciation initiale de la Terre (Cf. § météorites différenciation) n'est pas encore clairement compris. Si l'on admet qu'une partie du 40K a été entraînée dans le noyau liquide lors de cet épisode, celui-ci possède sa propre centrale. Dans le cas contraire, l’énergie radioactive du noyau est nulle et il doit compter sur la chaleur sensible qu'il détient encore ¾ chaleur initiale plus chaleur accumulée par les éléments radioactifs à vie courte (129I ou 26Al par exemple) disparus depuis longtemps ¾ et sur la chaleur latente de cristallisation pour fonctionner (cf. § noyau).

Si l’on considère les contributions respectives de la croûte et du manteau, on remarque que le gradient géothermique doit nécessairement diminuer avec la profondeur, au moins dans le manteau supérieur. L'augmentation de T° n'est donc pas linéaire et l'intérieur de la Terre n'est pas nécessairement liquide, au contraire !

Zone de Texte: Fig. 5b : fig. 50 du poly « la dérive des continents » ; Valeurs du flux de chaleur en fonction de la distance à l'axe de la dorsale pour divers taux d'expansion selon le modèle de Bottinga. D'après Borringa, 1974.
 
Les sondages les plus profonds ne dépassent guère la dizaine de Km, 12 Km environ dans le forage scientifique de la presqu'île de Kola en Russie, et les difficultés techniques rencontrées sont déjà énormes (temps de montée des trains de tiges, T° proche de la T° de fusion du matériel, circulation du fluide de refroidissement - lubrification...). Il ne paraît pas possible de dépasser beaucoup cette profondeur dans un futur proche. Les approches indirectes de la géophysique ¾ la gravimétrie, le géomagnétisme et tout particulièrement la sismique ¾ constituent nos seules fenêtres pour observer l'intérieur de la Terre, nous y reviendrons au chapitre 3.

Nous disposons toutefois en surface de deux échantillonnages distincts :

1 -   les basaltes qui proviennent du manteau remontent des fragments intacts de la partie supérieure du manteau très significatifs des 200 premiers Km de profondeur, que nous évoquerons au chapitre 4.

2 -   les météorites, tombées du ciel, et qui nous procurent des éléments de comparaison avec le reste du système solaire ; Elles font l’objet du chapitre 2

2 - L’état thermique de la Terre

Les rides océaniques constituent les frontières des plaques divergentes. Leur manteau chaud monte jusqu'à la surface puis se refroidit en s'éloignant de la dorsale. Le flux de chaleur mesuré près des dorsales océaniques est très élevé (110mWm-2). Le manteau étant quasi affleurant en cet endroit, ce flux est celui du manteau ascendant sous les dorsales. La carte mondiale du flux de chaleur de W.D.  Gosnold (Fig. 5a) montre qu’il décroît systématiquement en s’éloignant de la ride vers les fosses océaniques, 48 Wm-2 (Poly « LDC, La dérive des continents »). L'évolution thermique de la lithosphère océanique peut ainsi être modélisée par le refroidissement d'une plaque d'épaisseur constante. Le calcul permet d'établir comment varie le flux de chaleur en fonction de l'âge (Fig. 5b et poly LDC), en fonction de la vitesse d’expansion de la plaque. On notera qu’au voisinage immédiat de la ride (d = 0) et sur une distance d’autant plus faible que la ride est lente, le flux de chaleur chute brutalement au lieu d’être maximum. L’intense fracturation ouverte (distension) de la ride permet la circulation d’une énorme quantité d’eau qui transfère la chaleur vers l’océan par advection (cf. fumeurs noirs Chp 4).

Fig. 5a : carte du flux de chaleur géosphérique actuel.

http://www.geo.lsa.umich.edu/IHFC/heatflow.html

 

Dans les bassins océaniques d'âge supérieur à 80 Ma., le flux mesuré ne varie pas considérablement et la lithosphère est proche de l’état d'équilibre thermique. La croûte océanique étant mince (Chp. 4.E.2.a) et de nature basaltique donc pauvre en éléments radioactifs (par rapport à la croûte continentale granitique), on peut admettre que loin de la ride, la valeur du flux de surface est voisine de celle du flux en provenance du manteau hors des ascendants mantelliques, soit environ 50 mWm-2. Ainsi, les régions les plus anciennes de la lithosphère océanique (Chp. 4.E.2a), côtes Est-Américaines et Ouest-Africaines de l’océan Atlantique-Nord, plancher du vieil océan avorté entre Afrique et Madagascar, plancher Pacifique du Sud-Est du Japon à l’est des Philippines, sont parmi les plus froides.

Dans les continents, la figure 5a montre que le flux de chaleur est globalement faible par rapport aux rides. Mais il est fort par rapport à celui du plancher océanique qui les borde. La croûte est beaucoup plus épaisse et très hétérogène (Chp. 4.E.1), et elle contient des quantités importantes mais variables d'éléments radioactifs (U, Th et K). Nous ne sommes donc pas en mesure de construire un modèle simple et fiable du flux de chaleur continental actuellement. Il faut mesurer[2] ce flux en effectuant le plus grand nombre possible de mesures dans des provinces géologiques différentes. C. Jaupart et J. C. Mareschal (1999)  puis J. C. Mareschal, A. Poirier et al. 2000) ont montré à propos du bouclier canadien, qui  est constitué de grandes provinces géologiques d'âges très différents (Chp. 4.E.1.a, Fig. 26a), qu'il n'y a pas de tendance à la décroissance du flux avec l'âge géologique. Le flux de chaleur ne décroît pas non plus d'une manière systématique vers le bord du continent Nord-Américain. Mais le flux varie de manière significative entre les différentes ceintures d'une même province, et ces variations ne peuvent être dues qu'à des différences de composition de la croûte. Les données de flux de chaleur du bouclier canadien montrent ainsi la difficulté de définir une colonne crustale typique ou moyenne pour les études thermiques.

Par contre, il faut noter que le flux de chaleur varie rapidement en bordure des continents : les mesures de flux de chaleur dans la mer du Labrador indiquent des valeurs variant de 48 et 59 mWm-2 à plus de 75 mWm-2. Ces valeurs montrent une transition abrupte du flux de chaleur du manteau (quelques x100 km) qui confirme la différence de nature et l’épaisseur des deux types de croûte. Si la valeur du flux de chaleur en provenance du manteau est une donnée fondamentale pour la structure thermique crustale, elle permet aussi de contraindre les valeurs de l'épaisseur de la lithosphère continentale. Le flux du manteau étant limité à une gamme très restreinte, l'épaisseur de la lithosphère est elle aussi limitée (voir Chp. 4B4 la différence fondamentale qui existe entre lithosphère et croûte). La lithosphère ne peut pas être plus mince que 200 km environ et plus épaisse que 350 km. D’après les auteurs, la lithosphère dans l'est du bouclier canadien a une épaisseur variant entre 200 et 250 km.

3 - L’allure du géotherme terrestre

Voir cours_2012_2013_geotherme.ppsx. Nous avons noté que le géotherme terrestre ne pouvait être linéaire et que nécessairement la production de chaleur devait décroître rapidement au-delà de la croûte. Quelles sont donc les ordres de grandeur et l’allure générale de la courbe température profondeur ?

Nous disposons pour l’établir de quelques contraintes fortes :

1-    les kimberlites, témoins volcaniques directs les plus profonds de l’état du manteau nous indiquent comme raisonnable une température de 1000°C (#1300 K) à 70 km de profondeur

2-    La sismique nous informe de l’état solide du manteau (Ch.p3). La valeur de la pression en fonction de la profondeur est elle aussi très bien modélisée (modèle PREM Chp.3.B.4), et l’on considère que les sauts de densité indiqués par la sismique correspondent à des changements de phases en réponse à l’augmentation de la pression. Sachant que l’olivine (MgSiO4) est le constituant majeur du manteau supérieur, on s’intéresse d’abord aux transformations qu’elle peut subir. On a ainsi :

·       Dans la zone de transition, au sein du manteau supérieur, la transformation progressive de la Mg-olivine b orthorhombique en spinelle cubique. Elle débute vers 400 km de profondeur, soit une pression de 18 GPa ; la température expérimentale de cette transformation est d’environ 1500 K ; l’olivine étant une solution solide de silicate de magnésium et de fer, pour être dans la gamme des concentrations du manteau on prendra une Mg0.9-Fe0.1 olivine b, pour laquelle la température du changement de phase est de 1400 K ; l: La figure 6a montre que la première structure obtenue s’appelle  wadsleyite , monoclinique dont la structure est plus compacte que l’olivine puis elle se transforme à peine 50 à 100 km plus bas en ringwoodite, cubique à structure spinelle. En parallèle, le clinopyroxène de la péridotite mantellique disparaît au profit du grenat, plus compact.

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Fig. 6a : modèle de composition minérale du manteau, et accessoirement du noyau

 

·       Le second changement de phase possible est ringwoodite donne pérovskite + magnésio-wüstite ; l’olivine cubique très comprimée  subit vers 25 GPa, environ 670 km, une réorganisation des tétraèdres de SiO4 en octaèdres SiO6 qui libère et des atomes de Mg et Fe qui composent l’oxyde magnésio-wüstite (Mg,Fe)O. La température d’équilibre de cette transformation à la pression de 25-30 GPa est de l’ordre de 1600-1700K ;

Outre la température et la pression à la surface de la Terre et des mesures directes que nous pouvons faire dans les premiers kms, plus les valeurs tirées des volcans, nous disposons donc de 2 point profonds pour construire le diagramme P,T du manteau supérieur (Fig. 6b).

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Fig. 6b : modèle de pression et de nature du manteau, du noyau et de la graine (La recherche)

1-    On ne sait pas encore expérimenter des changements de phases chez les silicates du manteau inférieur, principalement la pérovskite, à des pressions supérieures à 200 Kbar ; On sait par la sismique que les propriétés du manteau inférieur  évoluent continument,  ne nécessitant donc pas d’autre réponse à l’augmentation de pression que la diminution de volume de la maille cristalline, réponse rendue possible par sa compressibilité. Par ailleurs, on sait extrapoler la courbe de fusion de la pérovskite vers les hautes pressions ; or la sismique nous informe (Chp.3) de l’état solide du manteau jusqu’à la limite noyau-manteau, laquelle correspond à une pression de 136 GPa. La température de fusion de la pérovskite, qui à cette pression est de 5000K environ, représente donc ne limite supérieure non atteinte à cette profondeur de 2900 km (Fig.6b). L’incertitude devient grande…

2-    Contrairement au manteau, solide, nous tirons de l’étude sismique et de l’étude du champ magnétique l’hypothèse cohérente que le noyau externe est liquide ; quant-à la graine elle est solide et que tous deux sont un alliage de Ni-Fe. Nous avons donc là 3 nouvelles contraintes :

·       La température du sommet du noyau liquide est supérieure à la température de fusion de l’alliage à 136 GPa.,

·       A 5100 km de profondeur, la limite entre noyau liquide et graine solide issue de la cristallisation fractionnée du noyau (voir explication de la cristallisation fractionnée au chp4.E.3.a) correspond à la température de fusion de l’alliage. La pression à cette profondeur est de 320 GPa. La température de fusion des alliages Fe-Ni a été expérimentée à cette pression par onde de choc dans les mâchoires d’une enclume à diamants. Elle est de 6000K pour du fer pur, et de 5000K pour un alliage Fe-Ni tel qu’on le suppose  dans le noyau actuel c'est-à-dire : i) correspondant aux abondances probable en ces 2 éléments ; ii) dopé à 10% en éléments légers. En effet, si un peu d’éléments légers sont logiquement présents dans le système noyau + graine, ils ne rentrent pas dans le solide ; donc, au fur et à mesure de la cristallisation de la graine, ils ont enrichi le liquide et il faut tenir compte de la concentration vraisemblable du liquide après plusieurs G.ans de cristallisation fractionnée.

·       Le noyau liquide est parcouru de mouvements de convection (producteurs du champ magnétique terrestre) ; il est donc raisonnable de considérer que le gradient de température au sein du noyau liquide comme adiabatique ; l’application d’un tel gradient à partir de d’un interface noyau-graine à 5000 K conduit à une température du sommet du noyau, sous le manteau, à 2900km, de l’ordre de 3800 K

Nous pouvons donc admettre cette valeur pour le sommet du noyau. Rappelons celle du sommet du manteau inférieur, 1600 K, la différence est de 2200 K, à répartir dans le manteau inférieur ?  La tectonique des plaques et la tomographie sismique (chp.4)  nous imposent de considérer que le manteau est un solide en convection. Comme pour le noyau, nous admettrons donc que le gradient de température y est adiabatique. Eu égard aux propriétés du manteau, la différence de température entre bas et sommet du manteau inférieur est estimée à 700 K. On voit bien dans la figure 7 comment il est  loisible de placer ces 700 K dans la fourchette précédente de 2200 K :

1-    Hypothèse 1, en bas sur la figure, la limite entre manteau supérieur et manteau inférieur n’est qu’un changement de phase qui s’opère durant la convection, celle-ci est à un seul étage, elle s’effectue alors entre les deux couches limites conductives, i) en bas l’interface noyau-manteau (CMB, Core Mantle Boundary sur la figure), ii) en haut la lithosphère rigide (CLT). Les 700 K du gradient adiabatique viennent donc s’ajouter au 1600 K du sommet du manteau inférieur. La température au sommet de la CMB serait donc de 2300 K, et cette couche frontière entre les deux domaines convectifs absorbe une différence de 1500 K entre sa base et son sommet !

2-    Hypothèse 2, la limite entre les deux manteaux reste un changement de phase, dont on admet cette fois qu’il conditionne une convection à 2 étages séparés, manteau supérieur et manteau inférieur. La couche de transition (TZ) que représente cette séparation des deux manteaux est donc alors une couche limite (donc conductive et non convective) qui peut absorber une partie des 2300 K qui ne sont plus supportés par la seule CMB dans cette hypothèse 2. La température du sommet du manteau inférieur est alors imprécise, « en théorie » quelque part entre 1600 K et 3100 K. De même la température du sommet de la CMB se situerait quelque part entre 2300K et 3800 K.

3-      

4-       Fig. 7 : 2 modèles de géotherme pour la Terre

5-       Tireté vert, T° Mg-olivine b è Spinelle ;

6-       Tireté rouge, T° Mg-olivine b è pérovskite + magnesio-wustite ;

7-       Tireté violet, T° limite du gradient adiabatique du noyau, partant de 5000 K comme T° de cristallisation de la graine ; tiretés bleus, un gradient mantellique de 700 K

On le voit, la connaissance des températures internes de la Terre peut encore progresser largement !

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[1] Rappels : la période T (demi-vie) d’un élément radiogénique est proportionnelle à la constante de désintégration l qui représente la probabilité de désintégration de cet élément par unité de temps, T=Ln2/l; l’expression de la concentration C de cet élément en fonction de sa concentration initiale C0 et du temps t est de la forme C = C0.e-lt

[1] La température est mesurée en fonction de la profondeur dans un forage avec une précision de 0.005 K. La conductivité thermique est mesurée pour les roches du forage en laboratoire. Le gradient thermique est mesuré sur une épaisseur finie dans un milieu souvent hétérogène. Le profil thermique peut subir plusieurs types de perturbations qui sont quantifiés (topographie, circulation d'eau, variations de composition ...). Enfin les variations du climat ont engendré des changements de température à la surface de la Terre. Ces perturbations peuvent être détectées et éliminées par des mesures dans plusieurs forages profonds. En pratique, le gradient géothermique est mesuré dans des forages dont la profondeur est supérieure à 250 mètres . http://www.ipgp.jussieu.fr/pages/060204.php

[2] La température est mesurée en fonction de la profondeur dans un forage avec une précision de 0.005 K. La conductivité thermique est mesurée pour les roches du forage en laboratoire. Le gradient thermique est mesuré sur une épaisseur finie dans un milieu souvent hétérogène. Le profil thermique peut subir plusieurs types de perturbations qui sont quantifiés (topographie, circulation d'eau, variations de composition ...). Enfin les variations du climat ont engendré des changements de température à la surface de la Terre. Ces perturbations peuvent être détectées et éliminées par des mesures dans plusieurs forages profonds. En pratique, le gradient géothermique est mesuré dans des forages dont la profondeur est supérieure à 250 mètres. http://www.ipgp.jussieu.fr/pages/060204.php



[1] Rappel : la période (demi-vie) d’un élément radiogénique est proportionnelle à la constante de désintégration l qui représente la probabilité de désintégration de cet élément par unité de tps, T=Ln2/l;  l’expression de la concentration C de cet élément en fonction de sa concentration initiale C0 et du temps t est de la forme C = C0.e-lt.

[2] La température est mesurée en fonction de la profondeur dans un forage avec une précision de 0.005 K. La conductivité thermique est mesurée pour les roches du forage en laboratoire. Le gradient thermique est mesuré sur une épaisseur finie dans un milieu souvent hétérogène. Le profil thermique peut subir plusieurs types de perturbations qui sont quantifiés (topographie, circulation d'eau, variations de composition...). Enfin les variations du climat ont engendré des changements de température à la surface de la Terre. Ces perturbations peuvent être détectées et éliminées par des mesures dans plusieurs forages profonds. En pratique, le gradient géothermique est mesuré dans des forages dont la profondeur est supérieure à 250 mètres.

http://www.ipgp.jussieu.fr/pages/060204.php