Histoire de la Terre et de la vie - Actualités géologiques

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La Terre a pu avoir deux océans de magma

Vue d'artiste de la surface de la Terre durant l'Hadéen. Crédit: SwRI/Simone Marchi, Dan Durda.

Pour comprendre cette théorie, il faut commencer par balayer l’idée selon laquelle le manteau terrestre est magmatique. Sous nos pieds, il y a 2 900 km de roches, d’abord une trentaine de kilomètres pour la croûte continentale puis tout le reste pour le manteau. On distingue le manteau supérieur jusqu’à 410 km, puis la zone de transition jusqu’à 660 km, puis le manteau inférieur jusqu’à 2 900 km. La densité des roches augmente lentement jusqu’à la valeur de 4,5 à la base. On y rencontre une couche de 200 à 300 km d’épaisseur assez mystérieuse appelée D’’, puis le métal liquide du noyau externe. D’après la récente étude de Reidar G. Trønnes et six autres scientifiques présentée ici, le noyau comporte 87,9 % fer en masse et 5,5 % de nickel. Les éléments non métalliques sont le silicium à 3,6 % et l’oxygène à 3 %. La quantité de fer et de nickel estimée à été ajustée pour que le total soit de 100 %.

Cet alliage métallique est à peu près deux fois plus dense que les roches du manteau, si bien que celui-ci flotte dessus. Le noyau externe a une épaisseur d’environ 2 250 km. Il entoure le noyau interne, aussi appelé la graine, qui est une boule solide de 1 221 km de rayon. Elle s’est constituée par cristallisation de l’alliage fer-nickel et ce processus se poursuivra durant les prochains milliards d’années jusqu’à ce qu’il ne reste plus de liquide. Malgré la présence du noyau externe, la Terre doit être considéré comme plutôt solide, avec un manteau qui représente 84 % de son volume. La graine en représente très peu, avec seulement 0,7 %.

Vue d’artiste de l’océan de magma externe.

Il n’en était pas de même durant son premier éon : l’Hadéen, qui s’étend de sa naissance il y a 4,57 milliards d’années au début de l’Archéen il y a 4 milliards d’années. L’existence d’un océan de magma externe est unanimement admis bien qu’il n’en existe actuellement plus aucune trace. Son existence est due à la chaleur libérée par l’accrétion de la Terre (son assemblage à partir de corps plus petits), à la formation du noyau par « chute » du fer au centre de la Terre et par la désintégration des isotopes radioactifs à courte durée de vie, comme l’aluminium 26. Le manteau est toujours chauffé actuellement, mais par des isotopes à longue durée de vie tels que l’uranium 238 et le potassium 40.

Voir Incursion dans les manteaux des planètes rocheuses

Les roches du manteau actuel

On peut très bien imaginer à quoi ressemblait cet océan puisque l’on connaît approximativement la composition du manteau terrestre. Jusqu’à 410 km de profondeur, il est composé de péridotite. Cette roche se transforme ensuite sous l’effet de la pression et de la température. Son diagramme de phases montre l’état dans lequel elle se trouve en fonction de ces deux variables. La pression est exprimée en gigapascals GPa. Elle est proportionnelle à la profondeur d’une manière qui n’a pas varié au fil du temps. À la base du manteau, elle a toujours été de 136 GPa. La température, exprimée en degrés Kelvin, augmente également avec la profondeur, d’une manière qu’il est difficile de connaître puisqu’on ne peut pas la mesurer sur place.

On peut toutefois évaluer quelques températures. À 660 km de profondeur (et 23 GPa de pression), il apparaît deux minéraux, la bridgmanite MgSiO₃ et la périclase MgO (la présence de fer est ignorée dans ces formules) qui sont stables dans presque tout le manteau inférieur. La bridgmanite représenterait la moitié de la masse de la Terre ! Leurs systèmes cristallins sont respectivement orthorhombique et cubique. C’est à 1 600 °C qu’ils apparaissent. Une autre température est celle de la cristallisation du fer à la surface de la graine, à 5 150 km de profondeur et à une pression de 330 GPa. Dans un article publié en 2019, elle a été revue à la hausse, à environ 6 000 °C.

L’océan de magma externe (Outer MO), le manteau solide (Solid mantle) constitué des premiers cumulats de cristaux, l’océan de magma basal (Basal MO) et le noyau, presque complet mais toujours en train de croître.

Ensuite, on considère le manteau terrestre comme un système convectif, ce qui permet d’effectuer des calculs. Il est certes solide mais ses roches sont déformables et il est animé de mouvements qui se comptent en centimètres par an et qui sont à l’origine de la tectonique des plaques. Ce système est refroidi à son sommet, chauffé à sa base par le noyau, ainsi que « dans la masse » : les isotopes radioactifs répartis dans tout le manteau libèrent une faible chaleur. Comme tout système convectif, il possède deux couches limites thermiques en haut et en bas, où la chaleur se transmet par conduction et où la température varie très vite. Elle passe de 15 °C à la surface à 1 300 °C à une centaine de kilomètres de profondeur, à la base de la lithosphère. Dans la couche D’’, elle grimpe de 2 200 °C à 3 700 °C. Entre ces deux couches, la température s’accroît lentement. Elle n’est due qu’à l’augmentation de pression avec la profondeur. Ce gradient de température s’appelle le gradient adiabatique.

Du magma à la base du manteau ?

À basses pressions et températures, la péridotite est entièrement solide. À partir de la ligne bleu Solidus, elle commence à fondre : elle est composée d’un mélange de liquide et de cristaux. Au-delà de la ligne rouge Liquidus, elle est entièrement liquide. Le gradient adiabatique actuel (Current adiabatic, en vert) est très loin du solidus, mais il s’en approche à la base de la lithosphère, ce qui permet au manteau de connaître une fusion partielle en certains endroits, à l’origine du volcanisme. Selon une étude de Lars Stixrude publiée en 2009, dont le nom est cité sur le graphique, une fusion partielle du manteau est également possible à sa base.

Dans la couche D’’, surlignée en vert clair, la bridgmanite (bm) prendrait une autre structure cristalline, toujours orthorhombique mais à feuillets. Elle a été observée pour la première fois en laboratoire en 2004, à une pression de 130 GPa et une température de 2 300 °C. On devrait l’appeler la post-bridgmanite (pbm).

Un océan de magma d’un millier de kilomètres de profondeur au début

Pour que des océans de magma aient existé dans le passé, il fallait que la Terre soit beaucoup plus chaude que maintenant. Elle l’était assurément. La ségrégation du noyau s’est faite à hautes pressions et températures, si bien qu’il a incorporé beaucoup de silicium. Au début, il a pu contenir 5 à 7 % de silicium et 2-3% d’oxygène.

Il se peut même que la Terre ait été entièrement liquide, hypothèse qui avait été peu envisagée jusqu’à présent. Deux gradients adiabatiques situés au-delà du solidus ont été tracés. Le manteau a commencé à se solidifier à une profondeur médiane, créant deux océans de magma. Le schéma montre une coupe de la Terre durant l’Hadéen. L’accumulation de cristaux de bridgmanite a dû commencer entre 1700 et 1860 km de profondeur, où la pression était comprise entre 72 et 80 GPa. Le magnésium s’incorporait dedans tandis que le fer restait dans le liquide. Isolé thermiquement, l’océan de magma basal a eu une durée de vie plus longue que celle de l’océan externe. Il existait peut-être toujours au début de l’Archéen tandis que l’océan externe s’est cristallisé durant l’Hadéen. On sait qu’une croûte solide et de grandes quantités d’eau liquide existaient il y a 4,4 milliards d’années.

Précipitation et résorption cyclique de bridgmanite dans l’océan de magma basal. De l’oxyde de fer est relâché, se dissout dans les gouttes de fer métallique coulant vers le noyau et oxyde celui-ci.

Du fer métallique subsistait dans le manteau : des gouttes s’exsolvaient du magma. Elles s’accumulaient à la surface du manteau solide et le traversaient par percolation entre les cristaux ou en formant des diapirs, c’est-à-dire des masses guidées par leur différence de densité. Actuellement, ce terme s’applique à des masses de sel qui montent dans d’autres sédiments parce qu’elles sont moins denses qu’eux. Ce fer liquide rejoignait ensuite le noyau, qui continuait à grandir.

Les échanges chimiques entre le noyau et l’océan de magma basal ont fait perdre du silicium au premier, par transfert au second de silice liquide SiO₂ et de cristaux de silice (du quartz quand ils sont à pression ambiante). Inversement, des oxydes de fer FeO et Fe₂O₃ liquides se déplaçaient de l’océan vers le noyau. Des cristaux plus denses et plus riches en fer que les roches du manteau ont pu s’accumuler à la base de l’océan, vers la fin de sa vie. Le magnésium et le fer sont interchangeables dans la bridgmanite et la périclase, mais le fer est deux fois plus lourd que le magnésium.

Ces cristaux subsistent peut-être dans les grandes structures thermochimiques, stables depuis au moins des centaines de millions d’années, qui reposent sur le noyau, à plus de 2 000 km sous l’Afrique et le Pacifique et qui ont été une cause majeure de volcanisme. Leurs roches ont vraisemblablement une composition particulière, sans que l’on puisse encore dire laquelle. Elles restent très énigmatiques.

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R. G. Trønnes et al., Core formation, mantle differentiation and core-mantle interaction within Earth and the terrestrial planets, Tectonophysics 760, 165-198, 5 June 2019.

Les figures sont extraites de cet article, où elles ont été éditées sous licence CC-NC-ND 2.0.

https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0040195118303494

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