ENSM-SE / processus naturels / terre_ronde
CHAPITRE 1
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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
On estime à 4.2 1013 W le flux
de chaleur qui traverse actuellement l’interface lithosphère-atmosphère, soit 82 mw.m-2. 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
Les bilans d’énergie que l'on dresse
de nos jours montrent (tableau 1 et Fig. 4) 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 ;
La chaîne 232Th Þ
208Pb (l=14
Ga), produirait aussi 1013 watts dans le manteau ;
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
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'etat thermique de la
Terre
Les rides océaniques constituent les
frontières des plaques divergentes. Leu 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. 5) Il décroît systématiquement en
s’éloignant de la ride vers les fosses océaniques, 48 mWm-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. 42 poly LDC). Dans les bassins
océaniques d'âge supérieur à 80 Millions d'années (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 pauvre en
éléments radioactifs, on peut admettre que 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. Néanmoins les régions les plus anciennes
de la lithosphère océanique (Chp. 4.E.2a), côtes Est américaine et Ouest
africaine 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 aussi parmi les plus froides.Dans les continents,
la figure 5 montre que le flux de chaleur est globalement faible. 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 e 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 ‘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
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