Crypto-continents et crypto-volcans à la frontière noyau-manteau

La frontière noyau-manteau, 2900 km sous nos pieds, met en contact, d'un côté, du fer fondu agité de mouvements rapides de convection (environ 30 cm/h) à l'origine du champ magnétique de la Terre et, de l'autre côté, des roches silicatées du manteau, principalement solides mais qui se déforment aussi par convection, beaucoup plus lentement (environ 10 cm/an). Les différences de composition et de propriétés physiques et chimiques sont aussi importantes que celles entre la Terre solide et les enveloppes fluides que constituent les océans et l'atmosphère. On peut donc raisonnablement penser que la structure de cette interface soit au moins aussi complexe que la surface de la Terre, du moins du côté du manteau. De fait, les sismologues ont depuis longtemps identifié à la base du manteau une couche “anormale”, dénommée D” (D seconde), une des deux sous–divisions de la couche D, le manteau inférieur dans les premiers modèles de structure radiale de la Terre. Le fait que de cette dénomination, D”, soit la seule qui perdure est un signe des difficultés de compréhension que pose encore cette région des profondeurs de la Terre. Néanmoins, des progrès importants ont été faits dans la dernière quinzaine d'années et on est peut-être en voie d'obtenir une vue cohérente de la frontière noyau-manteau.

La plus grande partie des découvertes concernant la structure du manteau provient de la tomographie sismique qui permet de cartographier, en trois dimensions, les variations de la vitesse des ondes sismiques. La figure 1 montre les variations des vitesses des ondes de cisaillement (ondes S) à 2850 km de profondeur, c'est-à-dire en plein cœur de la couche D”.

Source - © 1999 Ristsema et al. [1]

Figure 1. Observation de la couche D'' par tomographie sismique

Anomalies des vitesses sismiques d'ondes de cisaillement (ondes S) à la base du manteau (2850 km de profondeur) [1].

Cette figure montre deux taches rouges, sous l'océan Pacifique et sous le Sud de l'Afrique, qu'il faut comprendre comme des régions dans lesquelles les ondes sismiques de cisaillement se propagent moins rapidement que dans le reste du manteau à la même profondeur. Ces régions sont entourées de zones bleues où, au contraire, elles sont plus rapides. Comme les vitesses sismiques diminuent avec la température, on pourrait interpréter cette carte comme le suggère le choix de la palette de couleur, à savoir comme deux zones chaudes entourées de zones froides. Et, en effet, l'arrivée de plaques froides en subduction en provenance du tour du Pacifique permet d'expliquer les zones rapides, figurées en bleu. Par contre, l'analyse d'autres signaux sismiques, principalement les ondes P et les modes propres d'oscillation de la Terre, nous montre qu'une interprétation en température n'est pas suffisante pour expliquer les zones lentes et qu'il faut donc faire appel à des variations chimiques. Ainsi, nous avons affaire à des régions vraisemblablement chaudes mais plus denses du fait d'une composition chimique différente du reste du manteau. Cette densité élevée leur permet de rester à la base du manteau et de ne pas, ou peu, être entraînées par les courants montants. Cette situation est symétrique à celle des continents à la surface du manteau  : ce sont des régions plus froides mais cependant moins denses que le reste du manteau du fait d'une composition chimique différente, ce qui leur permet de résister à l'entraînement par la convection et de rester à sa surface. Ces zones denses et chaudes à la base du manteau ont ainsi pu être appelées “crypto-continents”. La température élevée et leur stabilité gravitationnelle en font des régions privilégiées d'ancrage de panaches chauds [2] qui, en arrivant près de la surface, subissent une fusion partielle qui fournit le magma alimentant des points chauds tels Hawaii ou Tahiti. La nature exacte de ces crypto-continents reste à préciser ainsi que les processus menant à leur formation. Ajoutons donc une pièce au puzzle.

La couche D” est d'abord caractérisée par les ondes sismiques qui sont réfléchies à sa surface, signe de l'existence d'une discontinuité des vitesses sismiques. La situation est analogue aux discontinuités du manteau supérieur et il a donc été proposé de l'expliquer par une transition de phase.

Source - © 2004 Murakami et al. [3]

Figure 2. Structure cristalline de la post-pérovskite MgSiO₃

Chaque octaèdre représente un atome de Si entouré de 6 atomes de O, les ions Mg²⁺ étant représentés par les sphères.

Les conditions extrêmes de pression (environ 1,3 millions de fois la pression atmosphérique) et de température (plus de 2500 K) n'ont pu être atteintes en laboratoire que récemment et la nouvelle phase en question a été finalement obtenue expérimentalement en 2004 [3]. Ainsi, à la base du manteau, le minéral dominant, la pérovskite (Mg_xFe_1-xSiO3), change de structure pour prendre une forme appelée post-pérovskite. Depuis cette découverte, de nombreuses équipes étudient les propriétés de cette phase et essayent ainsi d'expliquer les observations du manteau profond.

Source - © 2004 Hernlund et al. [4]

Figure 3. Localisation attendue des régions mantelliques contenant la post-pérovskite

(a) La courbe en pointillés (courbe de Clapeyron) délimite les zones de stabilité des deux phases, pérovskite (Pv) et post-pérovskite (pPv) en fonction de la profondeur et la température. Les courbes en traits pleins représentent 3 profils différents de température en fonction de la profondeur en 3 différentes régions de la base du manteau, telles que schématisées sur le panneau (c). On voit en particulier que la phase pPv (régions grisées) ne se rencontre que dans les régions les moins chaudes de la base du manteau, là où les plaques en subduction arrivent. Le panneau (b) montre les profils de vitesse sismique en fonction de la profondeur, dont les discontinuités sont à l'origine de la détection de la phase pPv.

Première réussite dans ce sens  : la transition de phase est observée pour les conditions de pression et température qui correspondent à celles attendues à la base du manteau. On peut donc associer la discontinuité sismique qui marque le sommet de la couche D” comme marquant la limite entre pérovskite et post-pérovskite. Par ailleurs, comme c'est généralement le cas, la pression (et donc la profondeur) à laquelle la transition de phase se produit dépend de la température (on appelle courbe de Clapeyron la représentation de la position de la transition de phase sur un plan pression–température, ou, pour l'intérieur de la Terre, profondeur–température, et la pente de cette courbe est appelée pente de Clapeyron, voir figure 3) et l'importance de cette variation telle que mesurée en laboratoire permet justement d'expliquer les observations sismologiques de la variation de la profondeur de la discontinuité sismique.

L'existence de cette transition de phase dans les conditions de température et de pression de la base du manteau représente une chance inestimable pour la compréhension de la dynamique de la Terre. En effet, les transitions de phases, précisément du fait de la dépendance en température de la pression de transition, permettent de déterminer la température à l'intérieur de la Terre. C'est ainsi que l'on détermine la température à la frontière entre la graine et le noyau externe, mais aussi au niveau des discontinuités sismiques du manteau supérieur. Cette nouvelle transition de phase ne déroge pas à la règle et, qui plus est, se situe dans une région à l'importance géodynamique capitale, que l'on appelle couche limite thermique dans le contexte de la convection. On s'attend à ce que le profil de température s'y incurve vers la température élevée du noyau. La pente de Clapeyron de la transition de la pérovskite à la post-pérovskite et la courbure des profils de température à la base du manteau sont tels que l'on pourrait croiser deux fois la transition de phase dans les zones froides, là où les plaques froides arrivent en provenance de la surface, et aucunement dans les zones chaudes, là où des panaches prennent leur racine (fig. 3). On commence justement à observer des lentilles de post-pérovskite localisées dans les zones froides, comme prédit par ce modèle simple (zones grises sur la figure 3). Donc, si l'on suit une parcelle de plaque lithosphérique au cours de sa descente vers la base du manteau, son minéral le plus important, la pérovskite, se transforme en post-pérovskite quand elle arrive à environ 200 km au-dessus du noyau et entre ainsi dans la couche D”. La proximité du noyau l'amène à s'échauffer lorsqu'elle continue sa descente, et la post-pérovskite retrouve sa forme initiale de pérovskite.

On voit ainsi comment l'observation de discontinuités sismiques à la base du manteau permet d'apporter des informations sur sa structure thermique, ce qui est très important pour comprendre la dynamique du manteau ainsi que celle du noyau. En effet, l'observation de deux discontinuités superposées permet de dire que le gradient de température à la base du manteau, à cet endroit là, est supérieur à la pente du diagramme de Clapeyron (fig. 3). Si l'on multiplie par la conductivité thermique, on obtient une estimation du flux de chaleur qui sort du noyau. Ce paramètre est très important car il contrôle l'évolution thermique du noyau, la vitesse à laquelle la graine cristallise et la vigueur de la convection dans le noyau. Pour la première fois, on dispose ainsi d'un outil pour estimer directement ce paramètre et, même si les estimations restent encore très grossières, il semble qu'une valeur de flux de chaleur plus élevée que précédemment estimée soit indiquée : le flux de chaleur sortant du noyau serait de 10 à 15 TW (1 TW = 10¹²W), soit entre 25 et 30% du flux de chaleur à la surface de la Terre. Une telle valeur permet de calculer que le noyau s'est refroidit d'environ 1000 degrés depuis sa formation. Le raffinement des diagrammes de phase et des études sismiques nous aideront à améliorer ces estimations.

D'autres structures ont été détectées par la sismologie à la base du manteau, des zones à très faible vitesse sismique (en anglais : ultra low velocity zones, ULVZ). Ces petites régions, d'une épaisseur de 5 à 50 km pour une extension horizontale de l'ordre de 100 km, sont caractérisées par des vitesses sismiques très réduites par rapport à la moyenne, d'environ 10% pour les ondes de compression (ondes P) et jusqu'à 30% pour les ondes de cisaillement (ondes S). Ces réductions de vitesse sont sans commune mesure avec celles rencontrées dans le reste du manteau inférieur, qui sont plutôt de l'ordre de 1 à 2% (fig. 1). L'importance de cette réduction, ainsi que le fait que les ondes de cisaillement soient trois fois plus ralenties que les ondes de compression, suggèrent que ces zones sont partiellement fondues [5], à l'instar des zones de fusion partielles qui, sous les dorsales océaniques, provoquent le volcanisme et fabriquent la croûte océanique. Les ondes de cisaillement se propagent dans ces zones, ce qui montre qu'elles sont principalement solides, le magma, dont la proportion pourrait atteindre 10%, emplissant des pores d'une matrice solide, telle une éponge emplie d'eau.

Source - © 2004 Thorne et al. [6], modifié

Figure 4. Observation de la couche D'' par tomographie sismique

Probabilité d'existence d'une zone à très faible vitesse (en couleur) et régions non couvertes par les études sismologiques (en blanc).

Depuis leur découverte, ces zones partiellement fondues ont été très étudiées par les sismologues qui ont pu ainsi affiner leur localisation et leurs caractéristiques physiques. Ils ont ainsi montré qu'il ne s'agit pas d'une couche homogène qui couvrirait l'ensemble de la frontière noyau-manteau mais qu'au contraire certaines régions ne montrent aucun signe de ralentissement des ondes sismiques. L'étude de ces zones lointaines et très petites nécessite d'utiliser des ondes sismiques particulières ou des réseaux très serrés de sismomètres, si bien que de grandes régions de la base du manteau n'ont pu être étudiées à ce jour. Sur les régions couvertes par les études sismologiques, on a pu déterminer la probabilité d'existence d'une zone partiellement fondue (figure ci-dessus) qui montre que ces zones ont tendance à se trouver sur les bords des crypto-continents discutés précédemment. Par ailleurs, les sismologues ont pu montrer que ces zones étaient constituées de matière environ 10% plus dense que la moyenne du manteau à la même profondeur.

On a donc affaire à un magma plus dense que la roche solide avec lequel il coexiste. Cette situation est radicalement différente de celle rencontrée avec les magmas de surface, dont la faible densité les pousse vers la surface et produit les éruptions volcaniques. Lorsqu'un solide fond, le liquide produit est le plus couramment moins dense que le solide dont il provient, même si le cas de l'eau est un exemple frappant du contraire. Dans le cas du magma à la base du manteau, deux effets peuvent être à l'origine de cette densité plus grande que celle du solide. D'abord, les liquides sont généralement plus compressibles que les solides et, à la pression extrême qui règne à la base du manteau, la différence de densité entre liquide et solide de même composition est très réduite. Par ailleurs, il ne s'agit pas ici d'une zone entièrement liquide mais d'une région partiellement fondue, les pores de la roche étant emplis de magma formé par fusion partielle. Les expériences de laboratoires montrent que le liquide ainsi formé contient plus de fer que le solide avec lequel il coexiste. Cette différence de composition est à même de rendre le magma plus dense que la roche, ce qui aurait tendance à le faire s'écouler vers le noyau, de manière symétrique au magma qui, proche de la surface, produit les éruptions volcaniques. On pourrait ainsi parler de crypto-volcans à la frontière noyau-manteau.

Source - © 2010 Stéphane Labrosse

Figure 5. Structure et dynamique du manteau profond en relation avec la tectonique des plaques et les points chauds

Les épaisseurs relatives des différentes couches ont été modifiées pour en assurer la visibilité : les croûtes superficielles sont fortement exagérées, les cryto-continents pourraient eux avoir une hauteur de 1000 km. Les très rares parties magmatiques (liquides) du manteau ainsi que les volcans aériens sont représentés en rouge. La part extrêmement limitée de ces magmas montre bien combien l'idée d'une Terre « sphère magmatique » est erronée.

Ayant décrit les observations sismologiques de la base du manteau et leurs interprétations en termes de température, composition et état physique, il faut maintenant discuter de l'évolution de la Terre et des processus qui ont pu mener à cette situation. Il est ici nécessaire de considérer la Terre globale puisque la base du manteau est soumise à l'influence des plaques froides en provenance de la surface et donne naissance à des panaches thermiques à l'origine des chaînes volcaniques de point chaud. À la surface de la Terre, la fusion partielle est le moyen principal par lequel la différenciation chimique se produit. Ainsi, au niveau des dorsales océaniques, le magma basaltique est extrait de la péridotite et cristallise pour former la croûte, laissant en dessous un manteau appauvrit en de nombreux éléments chimiques (Si, Na, Ca...) dits incompatibles. Lorsque cet ensemble formant la plaque océanique (croûte et manteau supérieur plus ou moins appauvri) retourne dans le manteau par subduction, la différence de densité acquise par les deux constitutants les pousse à se séparer. En profondeur, la croûte devient plus dense que le reste du manteau et a tendance à s'accumuler à la base du manteau [7]. Les zones chimiquement différentes observées par la tomographie sismique, les crypto-continents, pourraient ainsi être produits par l'accumulation de croûte océanique depuis que la tectonique des plaques s'est mise en marche il y a quelques milliards d'années.

Source - © 2007 Labrosse et al. [8]

Figure 6. Scénario d'évolution du manteau profond dominée par la cristallisation d'un océan de magma

L'énergie importante libérée par la formation de la Terre produisit, à l'époque, une fusion importante du manteau. Or, le magma est plus dense que le solide à la base du manteau (à haute pression) et moins dense près la surface (à plus basse pression). La cristallisation de cet océan magmatique primordial se propage donc du centre vers le haut et vers le bas. L'océan de magma de surface cristallise rapidement au contact de l'"extérieur", alors que celui de la base du manteau persiste jusqu'à aujourd'hui sous la forme de poches de fusion partielle. La cristallisation de l'océan de magma basal amène à un enrichissement progressif du liquide, et donc du solide, en fer, leur densité augmentant ainsi avec le temps. Les cristaux ainsi formés finissent par être trop denses pour être emportés par la convection du reste du manteau et il s'accumulent alors sous les zones montantes de la convection dans le manteau, ce qui peut ainsi expliquer partiellement la formation des crypto-continents.

Par ailleurs, la base du manteau contrôle le flux de chaleur sortant du noyau et donc son évolution. L'existence d'un champ magnétique sur Terre depuis au moins trois milliards d'années (comme le montrent des données paléomagnétiques) montre que le noyau s'est refroidit pendant cette période, ce qui est cohérent avec les estimations élevées du flux de chaleur à la frontière noyau-manteau. La température de la frontière noyau–manteau a donc dû diminuer et la présence actuelle de magma à la base du manteau pousse à proposer que les zones partiellement fondues à la base du manteau ont dû être plus importantes dans le passé. Sachant que la formation de la Terre par accrétion de planétésimaux de tailles croissantes a probablement résulté en une Terre largement fondue, on a pu proposer que les zones partiellement fondues à la base du manteau, les crypto-volcans, étaient les derniers vestiges de l'océan de magma qu'était le manteau à la fin de la phase d'accrétion [8]. Si, aux pressions du manteau profond, le magma est plus dense que les cristaux formés lors de son refroidissement, ces derniers flottent vers la surface. En surface, cependant, les cristaux sont plus denses et plongent vers la profondeur. On pense donc que le manteau cristallise à partir du centre, encadré par un océan de magma superficiel et un océan de magma profond. Ce dernier cristallise beaucoup plus lentement que celui de surface, car la chaleur s'en échappe beaucoup plus difficilement au travers le manteau solide, ce qui explique pourquoi il peut en rester des vestiges aujourd'hui.

Ce scénario peut également contribuer à expliquer la formation des crypto-continents vus par la tomographie sismique. En effet, lors de la cristallisation partielle, le solide formé est moins riche en fer que le liquide à partir duquel il se forme, et la concentration en fer du liquide résiduel augmente pour compenser. Au cours de la cristallisation, le magma est donc de plus en plus riche en fer, et sa densité augmente. Les cristaux formés à sa surface sont également de plus en plus riche en fer, du fait de l'enrichissement progressif du magma, tout en restant moins concentrés que celui-ci. La densité des cristaux ainsi formés augmente avec le temps et leur densité finit par être trop importante pour qu'ils continuent à être entraînés dans la convection du manteau ; ils tendent alors à s'accumuler sous les courants montants du manteau. On a ainsi deux explications indépendantes, mais non exclusives, pour la formation des crypto–continents : ils peuvent résulter de l'accumulation au cours du temps de la croûte océanique recyclée dans le manteau où la pression la rend plus dense, ou être produits par cristallisation de l'océan de magma profond. Le second scénario permet en outre d'expliquer l'existence des crypto-volcans et leur localisation géographique à la base des crypto-continents mais rien n'empêche ces derniers d'avoir en leur sein une contribution de la croûte océanique.

Pour compléter la description de cette évolution, remarquons (fig. 3) que la phase post-pérovskite est obtenue à haute pression et relativement basse température ce qui signifie qu'elle n'est pas présente initialement, lorsque le manteau cristallise. Elle apparaît plus tardivement, lorsqu'il a suffisamment refroidit. On obtient ainsi un schéma du manteau profond (fig. 4), cohérent quant à l'évolution à long terme de la Terre, et qui explique les observations actuelles. De nombreuses pistes restent à explorer pour compléter cette vision et ses implications pour le fonctionnement de la planète. D'ores et déjà, les découvertes de ces dernières années ont permis d'affiner notre compréhension de la base du manteau et, si cette région reste complexe, il est de plus en plus difficile de la considérer comme une couche (D”) dont la structure serait homogène dans les directions horizontales.