ENSM-SE

TP AXES PROCEDES

I - Fusion partielle dans le Manteau

 

Plan

· A - La terre en quelques chiffres

·  B - Le Manteau : quelques paramètres intensifs

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

·  D - Travaux Pratiques

 

A - La terre en quelques chiffres

La terre est une "sphère" d’environ 6 400 km de Rayon. Le Manteau silicaté s'étend jusqu'à 2 900 km de profondeur sous la croûte terrestre, qui ne représente guère que des kms sous les océans, 20 à 30 sous les vieux continents et au mieux 50 à 60 sous les chaînes de montagnes.

Le Manteau Terrestre est une épaisse coquille solide qui entoure le Noyau Terrestre.

La partie externe du noyau est encore liquide de nos jours et sa cristallisation lente donne le noyau interne solide, ou graine, qui commence à 5100 km. En résumé (fig.1) on a:

Graine: R = 1 300 km

Noyau: R = 3 500 km e = 2 200 km calculer (G/N)vol = 5.5% (N/T) vol = 16%

Manteau e = 2880 km calculer (M/T) vol = 83% (N/M)vol =20%

Croûte e = 20 km calculer (C/M)vol = 1%

Si le Manteau représente 83 % du volume terrestre, il constitue seulement 67 % de sa masse (Tableau 1). La différence entre ces 2 pourcentages est due à la différence de nature entre le Manteau (silicaté et magnésium) et le noyau métallique de forte densité (Fe + quelques % Ni).

Le Manteau est subdivisé en deux parties, le manteau supérieur et le manteau inférieur. Cette discontinuité, qui se situe à 670 km environ, correspond à un changement important de l'assemblage de phases qui constituent le Manteau, en réponse à l'augmentation de la pression hydrostatique. En dessous de cette discontinuité, le silicium occupe un site octaédrique alors qu'au dessus, il occupe un site tétraédrique (fig.2).

 

Ce changement de phase solide - solide induit un saut de densité qui , s'il est bien inférieur au saut de densité qui caractérise l'interface Noyau Manteau, tend tout de même à isoler le Manteau supérieur du Manteau inférieur. La croûte terrestre est issue principalement du manteau supérieur, par séparation progressive des phases de faible densité, à travers le processus de fractionnement. Le manteau supérieur est donc “largement” appauvri par rapport au manteau inférieur en éléments chimiques entrant dans ces phases (pour évaluer ce “largement”, calculer (Minf/M) vol= 66% et (C/Msup)vol = 3-4%, et comparer les teneurs en éléments en trace du manteau dit primaire, non modifié, à celles du manteau plus ou moins appauvri, tableau 2).

 

B - Le Manteau : quelques paramètres intensifs

Nous n'évoquerons ici que le Manteau supérieur, voir même la partie supérieure du Manteau supérieur dont nous connaissons la nature par un échantillonnage direct. En effet, les volcans sont à cet égard d'excellents auxiliaires, les seuls que nous possédions qui soient capables d’échantillonner le Manteau supérieur, et ce jusqu'à 200 km de profondeur. Compte tenu de la convection qui « agite » le manteau terrestre, on peut ainsi espérer recueillir des échantillons originaires de profondeurs variées, mais minéralogiquement largement ré-équilibrés en assemblages de phases compatibles avec la pression régnant dans le manteau jusqu'à 200 km de profondeur.

On sait que dans ces conditions le Manteau supérieur est un solide nommé péridotite, qui lorsqu’il contient les 4 phases minérales caractéristiques est appelé lherzolite ; il contient alors:

Olivine ol (Mg,Fe) [SiO4],                                                                                 température de fusion*[1] Tf variant de 1400°C (Fe = fayalite) à 1900°C (Mg = forstérite)

Orthopyroxène opx (Mg,Fe)2 [Si2O6]                                                               température de fusion* Tf variant de 1400°C (Fe = Ferrosillite) à 1600°C (Mg = enstatite)

Clinopyroxène cpx Ca (Mg,Fe) [Si2O6]                                                            température de fusion* Tf de l’ordre de 1400°C (High Ca = Augite) à 1500°C (Low Ca = pigeonite)

plus une phase alumineuse, qui diffère en fonction de la pression (c.a.d. la profondeur):

Plagioclase plg Ca [Si2 Al2 O8] à une profondeur < 30 km              température de fusion* Tf variant de 1120°C (Na = albite) à 1500°C (Ca = anorthite)

Spinelle sp (Mg,Fe) Al2 O4 entre 30 et 60 km

Grenat gt (Mg,Fe)3 [Si3 Al2 O12] au-delà de 60 km.

Dans les expérimentations sur la fusion de la péridotite, les températures de fusion du spinelle et du grenat restent elles aussi toujours plus basses que celles de l’orthopyroxène et à fortiori de l’olivine.

On sait aussi que la composition chimique du manteau supérieur reste grossièrement constante. Les principaux constituants chimiques du manteau sont des oxydes, SiO2, MgO, FeO, CaO et Al2O3, qui entre dans les phases minérales, silicates et spinelle. Les trois premières phases (non alumineuses) seront toujours présentes, mais leurs abondances relatives varieront avec la profondeur, en relation avec la phase alumineuse présente. Ainsi:

lorsque le plagioclase disparaît au profit du spinelle on a:

Libération de 2 SiO2 1 Al2O3 1CaO

Consommation de 1 Al2O3 1 MgO

Le bilan apparaît donc équilibré en Al2O3 seulement, et l’on doit écrire la relation suivante 1 Plagioclase + 2Olivine = 1 Spinelle + 1 Clinopyroxène + 1 Orthopyroxène; (1)

lorsque le spinelle disparaît au profit du grenat on a:

Libération de 1 Al2O3 1 MgO

Consommation de 3 SiO2 1 Al2O3 3 MgO

Le bilan apparaît donc encore équilibré en Al2O3 seulement, et l’on doit écrire la relation suivante

1 Spinelle + 2 Orthopyroxène = 1 Grenat + 1 Olivine (2)

 

L’eau, 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).

 

C - 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, la 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 liquidus 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.

 

Si l'augmentation de température avec la profondeur mesurée au voisinage de la surface était linéaire (20 à 30°/Km, fig. 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 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 (courbe P. T.) ne recoupe pas le solidus du manteau. La courbure du géotherme résulte de 2 phénomènes:

1.      phénomène essentiel, la lithosphère terrestre rigide (croûte + sommet du manteau) ne transfert la chaleur que par conduction, 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 G. a, 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 magmatique!

produire du liquide impose 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 (fig. 3) sur les paramètres de système pour faire se recouper solidus et géotherme?:

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 apparaît 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 mantellique "ajuste" 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 alors 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 ex) qui constituent des lieux majeurs de production de magma. Une telle fusion est toujours partielle et incongruente. Les premiers liquides formés à partir d’une lherzolite se fabriqueront au détriment des minéraux les plus fusibles, la phase alumineuse et le clinopyroxène. En corollaire, le solide résiduel évolue vers une roche biminérale (olivine + orthopyroxène) appelée harzburgite. Lorsque le taux de fusion (rapport de la quantité de liquide formé au solide initial) est maximum (environ 0.3) la péridotite résiduelle est quasi monominérale (olivine) et dénommée dunite.

Déplacer le solidus 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. 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. L’introduction d'eau dans le système caractérise des descendants mantelliques, qui correspondent en surface au plongement d’une plaque océanique, au droit des guirlandes d'îles comme le Japon ou des “marges” continentale dites actives comme la cordillière des Andes. En se réchauffant et en se comprimant pendant qu’elle plonge, la plaque océanique imbibée d'eau (lors de son refroidissement au droit de la dorsale bien plus encore que par 150 Ma passés au fond de l’océan) perd son eau au profit du manteau situé au dessus d’elle.

 

D - Travaux Pratiques

Au cours de ce TP, vous aurez l'occasion d'observer quelques échantillons du Manteau terrestre, remontés par les volcans du Velay. Vous aurez aussi le loisir d'observer les cisaillements auxquels la convection soumet les matériaux mantelliques (Fig. 4). A partir des phases minérales qui le constituent ces échantillons de péridotite, vous pourrez (de manière très approximative) estimer la profondeur à laquelle elles furent arrachées.

 

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[1] Températures de fusion à pression atmosphérique