Histoire de la Terre et de la vie - Actualités géologiques

La Terre et son histoire

Le mystère de la zone à moindre vitesse

Zone à moindre vitesse

Les zones à moindre vitesse des ondes S sous le Pacifique central d'après Scott French, Vedran Lekic et Barbara Romanowicz, 2013. Il existe une ZMV, représentée en rouge, sous la lithosphère, mais aussi sous certains points chauds comme Hawaii et Tahiti. L'existence de ces volcans s'explique par la présence d'anomalies thermiques profondes appelées des panaches (plumes en anglais). Elles apparaissent ici en jaune. Le ralentissement des ondes sismiques y est moins important que sous la lithosphère.

La surface de la Terre est découpée en plusieurs plaques lithosphériques rigides. Que ce soit sous les continents ou sous les océans, la base de la lithosphère est constituée des mêmes roches : des péridotites. Sous la lithosphère, il y a aussi des péridotites, mais elles sont moins rigides. C’est le sommet de l’asthénosphère. Le caractère ductile de ses roches permet à de très lents mouvements de s’y produire. La différence entre lithosphère et asthénosphère est très importante puisqu’elle autorise l’existence de la tectonique des plaques, qui modèle le relief de la Terre et permet une évacuation régulière de sa chaleur interne. Au sommet de l’asthénosphère, sauf sous les plus vieux continents, il existe une couche dans laquelle les ondes sismiques sont ralenties. On appelle cette région la zone à moindre vitesse ZMV (low velocity zone LVZ si l’on préfère parler anglais). Elle explorée par les méthodes de la géophysique depuis des décennies mais, située à une centaine de kilomètres de profondeur, elle conserve encore bien des secrets.

La découverte de la zone à moindre vitesse

Ce n’est pas l’analyse des ondes sismiques qui a permis de deviner l’existence l’asthénosphère, mais le principe de l’isostasie, énoncé par Clarence E. Dutton en 1889, selon lequel à une certaine profondeur dans le manteau terrestre, les roches sont soumises à la même pression, indépendamment de la hauteur de la colonne de roche située au-dessus d’elles et de sa nature. Cette profondeur de référence est alors appelée « surface de compensation ». Partant de ce principe, Joseph Barrell a défini la notion d’asthénosphère en 1914. La tectonique des plaques n’avait pas encore élaborée et l’idée de la dérive des continents commençait seulement à germer dans l’esprit d’Alfred Wegener.

Les ondes sismiques se propagent autour de l’épicentre d’un séisme, mais pas en ligne droite parce qu’elles sont réfractées. Les ondes P, celles qui resurgissent les premières à la surface de la Terre, sont des ondes de compression. Les ondes S, moins rapides, sont des ondes de cisaillement. Entre 105° et 140°, il existe une zone d’ombre (shadow zone) où aucune onde n’est perçue, à cause du noyau (core) de la Terre. Plus près de l’épicentre, à 8°, commence une autre zone d’ombre qui n’a pas été représentée ici. Elle s’explique par un ralentissement des ondes à partir d’une centaine de kilomètres de profondeur : la zone à moindre vitesse.

C’est le géophysicien Beno Gutenberg (1889-1960) qui a fait les premières observations de zones à moindre vitesse, en détectant ce que l’on appelle des zones d’ombre. Quand un tremblement de terre se produit, les ondes sismiques se propagent dans toutes les directions vers l’intérieur de la Terre, mais comme leur vitesse augmente avec la profondeur, leurs trajectoires sont recourbées vers le haut et une partie d’entre elles remonte vers la surface – c’est de la réfraction. Cependant, la présence d’une ZMV en profondeur entraîne l’existence d’un zone circulaire en surface, autour de l’épicentre du séisme, où aucune onde n’est perçue : une zone d’ombre. Les observations de Gutenberg ont commencé en 1926 et se sont poursuivies durant plusieurs décennies, notamment en Amérique du Sud et en Californie. Il considérait que la ZMV commençait à 75 km de profondeur. En son hommage, le sommet de l’asthénosphère, notamment sous les océans, est maintenant appelé la discontinuité de Gutenberg.

Pourtant, la ZMV ne figurait pas dans le premier modèle de référence qui a été élaboré, dans les années 1930. Basé sur les temps d’arrivée des ondes sismiques, il donne leurs vitesses dans la Terre tout entière, de sa surface jusqu’au centre. La vitesse des ondes P augmente avec la profondeur dans la croûte et le manteau. Elle chute brutalement dans le noyau. Quant aux ondes S, elles ne se transmettent pas dans le noyau externe car il est liquide. Par conséquent, quand la tectonique des plaques a été admise dans les années 1960, l’évasive ZMV n’a pas été utilisée pour définir la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère. Dans la première, étant donné la rigidité des roches, la chaleur interne de la Terre est évacuée par conduction. Dans le manteau asthénosphérique, où les roches sont capables de bouger, cela se fait par convection. La limite lithosphère-asthénosphère a été définie comme la zone où la conduction laisse place à la convection. Cependant, cette transition se fait de manière graduelle, sur des dizaines de kilomètres. Les plaques lithosphériques ont donc une épaisseur imprécise.

Limites supérieures et inférieures de la ZMV

À présent, la ZMV est attestée par des centaines d’observations, mais elle reste assez difficile à saisir. Pour le géophysicien danois Hans Thybo, elle commence à une profondeur relativement constante de 100 ± 20 km. Il a proposé d’appeler cette zone la « discontinuité 8° » (un angle qui correspond à une distance de 700 à 900 km de l’épicentre). La vitesse des ondes sismiques chute de quelques pour cent. À cette profondeur, elle est d’environ 8 km/s pour les ondes P et de 4,5 km/s pour les ondes S. Dans les années 1960, la géophysicienne danoise Inge Lehmann (1888-1993) a détecté sous l’Europe une discontinuité à 220 km de profondeur, où la vitesse des ondes sismiques augmente : la discontinuité de Lehmann. Ce serait la base de la ZMV, Elle a par la suite été détectée sous l’Amérique du Nord, puis ailleurs, entre 150 et 280 km de profondeur.

Vitesse des ondes S de la surface jusqu’à 400 km de profondeur sous la province tectonique nord-américaine TNA (où des surrections de montagnes sont en cours), le bouclier nord-américain SNA (la partie stable du continent) et l’Atlantique Nord ATL. La discontinuité de Lehmann se situe autour de 220 km. D’après Don L. Henderson, The New Theory of the Earth, Cambridge University Press, p. 102, Figure 8.6.

Les continents datant du Phanérozoïque ont moins de 541 millions d’années. Leur lithosphère est épaisse de 60 à 110 km. La ZMV est perceptible sous les régions tectoniquement actives : elles ont des chaînes de montagnes en cours d’élévation. Sous ces continents, le manteau est chaud et la discontinuité de Lehmann y serait profonde. Les continents datant du Protérozoïque et de l’Archéen ont entre 541 millions d’années et 4 milliards d’années. Ce sont des zones tectoniquement stables désignées sous le nom de cratons : aucune chaîne de montagnes ne s’y forme actuellement. La vitesse des ondes sismiques y est globalement élevée et la limite lithosphère-athénosphère s’y trouve de 130 km à plus de 350 km de profondeur. C’est sous les cratons que la discontinuité de Lehmann est la plus visible et sa profondeur serait relativement faible. Pour compliquer le tout, il existe des discontinuités mi-lithosphériques, situées généralement entre 60 et 110 km de profondeur, où la vitesse des ondes sismiques diminue. Elles sont néanmoins distinctes de la ZMV. Au nord de la Finlande, selon l’équipe de Lev Vinnik, la limite lithosphère-asthénosphère est à 160 km de profondeur. La discontinuité de Lehmann y est à 240 km de profondeur. Il existe une discontinuité mi-lithosphérique à 120 km de profondeur. Au sud de la Finlande, en revanche, la lithosphère pourrait avoir plus de 300 km d’épaisseur.

Pour simplifier, on peut dire que le sommet de la ZMV correspond à la limite lithosphère-asthénosphère sous les océans et la croûte continentale récente, mais pas sous les cratons et notamment les cratons archéens, dont le manteau lithosphérique est « froid » et très profond. Il est comparé à une quille plongée dans l’asthénosphère. Sous les océans, la ZMV commence à une profondeur moyenne de 70 km. Elle est faible près des dorsales océaniques, là où les plaques océaniques prennent naissance, et elle augmente avec l’éloignement de la dorsale à cause du refroidissement de la plaque. La discontinuité de Lehmann, censée correspondre à la base de la ZMV, est peu visible, mais certains spécialistes admettent son existence. Pour Arwen Deuss et John H. Woodhouse, sa profondeur est de 220 km, ce qui donnerait une centaine de kilomètres d’épaisseur à la ZMV. Pour d’autres scientifiques, la base de la ZMV se trouve à 410 km de profondeur, là où commence la zone de transition. Les ondes sismiques y subissent une brusque augmentation de vitesse.




Explication de la ZMV d’après Catherine Rychert et al., 2020. La croûte océanique et continentale est en orange. Le manteau lithosphérique est en vert (la couleur des péridotites). Sous la croûte protérozoïque et archéenne, qui a plus de 500 millions d’années, il y a un changement possible de composition représenté par du vert tacheté. La limite lithosphère-asthénosphère (LAB en anglais) est figurée par une ligne jaune épaisse. Les zones en rose et surtout en rouge contiennent un peu de liquide (melt), qui n’est pas forcément du magma au sens propre. Cela peut être un liquide carbonatitique, à base de carbone. Les panaches, des mouvements ascendants de roches mantellique chaudes (upwellings) à l’origine des points chauds, sont susceptibles d’apporter du magma.

Les roches de la ZVM

Le principal minéral des péridotites est l’olivine (appelé péridot en joaillerie). Viennent ensuite des pyroxènes. À 410 km de profondeur, sa structure cristalline se modifie pour devenir plus compacte : elle se transforme en wadsleyite. La pression est de 13 GPa (gigapascals) et la température est d’environ 1400 °C. À 520 km de profondeur, une deuxième transition de phase minéralogique se produit, la wadsleyite se transformant en ringwoodite, mais comme les propriétés élastiques de ces deux minéraux sont semblables, cette transition a peu de conséquences pour la propagation des ondes sismiques. À 660 km de profondeur, la ringwoodite se dissocie en bridgmanite et ferropériclase, ce qui cause une autre discontinuité. C’est la limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. La pression est de 25 GPa et la température de 1600 °C.

On ne peut guère faire appel aux transitions minéralogiques pour expliquer l’existence de la ZMV. En plus du ralentissement des ondes sismiques, concernant plus les ondes S que les ondes P, on y observe une anisotropie : les ondes se propagent plus vite dans la direction verticale que dans la direction horizontale. La résistivité de la ZMV est élevée. C’est une quantité liée à la résistance électrique des roches qui est couramment mesurée par les géophysiciens. Pour Deuss et Woodhouse, la discontinuité de Lehmann s’explique par un changement du mode de fluage – la déformation irréversible d’un matériau sous l’effet d’une contrainte. Dans la ZMV, la déformation des minéraux se ferait par fluage-dislocation : des défauts dans le réseau cristallin se déplacent. Sous la discontinuité de Lehmann, à cause de la température plus élevée, un transfert de matière se produit par diffusion des atomes. On parle de fluage-diffusion. Toutefois, sous le Moyen-Orient, une transition de phase minéralogique est envisageable. À une pression de 3,5 GPa et une température de 800 °C, le quartz se compacte en un autre minéral appelé la coesite. Cela se fait à une cinquante de kilomètres de profondeur. À plus de 10 GPa, la coesite se transforme à son tour en stishovite, qui est 1,5 fois plus dense que le quartz. Quoique ces minéraux soient minoritaires dans les péridotites, cette transition pourrait expliquer la discontinuité de Lehmann.

Diagramme température-pression, où la pression est proportionnelle à la profondeur. A gauche du solidus, les péridotites du manteau sont entièrement solides. Elles contiennent, selon la pression, des cristaux de feldspath plagioclase, du spinelle ou du grenat. Entre le solidus et le liquidus, les péridotites subissent une fusion partielle : il y a un mélange de cristaux et de liquide (du magma). A droite du liquidus, il ne subsiste plus que du liquide. Le géotherme donne la température en fonction de la pression (ou de la profondeur) à l’intérieur de la Terre. Dans des conditions normales, comme il reste à gauche du solidus sans le croiser, il n’y a pas de fusion. L’ajout d’eau décale le solidus vers la gauche et provoque une fusion. Sous les dorsales (ou rides) oécaniques, les péridotites sont entraînées vers la surface de la Terre et subissent une décompression adiabatique (sans perte de chaleur). Dans ce cas aussi, une fusion se produit.

Il reste à expliquer la limite lithosphère-asthénosphère, généralement assimilable au sommet de la ZMV. Pour cela, il faut utiliser la notion de géotherme : c’est la courbe qui représente l’augmentation de la température avec la profondeur. Sous les dorsales océaniques, elle est très rapide. Les péridotites fondent en produisant un magma basaltique qui est à l’origine d’un abondant volcanisme. À mesure qu’il s’éloigne de la dorsale, le géotherme descend. Le gradient de température devient donc plus faible. Il descend plus encore sous les continents. Le record est atteint sous les cratons archéens, qui sont les zones les plus anciennes et les plus « froides » de la Terre.

En dehors des dorsales océaniques et de quelques zones particulières, cette augmentation de température ne fait pas fondre les péridotites. Le manteau terrestre est solide : il n’est pas composé de magma. Dans un diagramme pression-température (où la pression est équivalente à la profondeur), la courbe qui sépare la zone où les péridotites sont solides et celle où elles commencent à fondre s’appelle le solidus. Dire que les péridotites ne fondent pas, c’est dire que le géotherme ne croise pas le solidus. Ce croisement s’effectue dans les dorsales océaniques, où les péridotites montent et subissent une fusion partielle à cause de leur décompression. Cependant, la présence d’eau dans le manteau modifie le solidus : il est décalé vers les températures inférieures. Le solidus « sec » devient alors « hydraté ». Ce phénomène se produit dans les zones de subduction et provoque le volcanisme d’arc. Il explique les volcans de la ceinture du feu du Pacifique.

Du magma est-il présent dans la ZMV ?

Deux écoles s’affrontent au sujet de la ZMV. Le plus souvent, il est admis que le géotherme s’approche suffisamment du solidus pour que les caractéristiques des péridotites soient modifiées sans qu’une fusion ne se produise. En 2005, Lars Stixrude et Carolina Lithgow-Bertelloni, ont considéré une plaque océanique de 100 millions d’années et ont calculé que la vitesse des ondes S passe par un minimum à 4,47 km/s le long du géotherme. Pour d’autres scientifiques, il est nécessaire de supposer la présence d’une petite quantité de magma pour que les propriétés de la ZMV soient correctement expliquées.

En 2016, l’équipe de Julien Chantel, du Laboratoire Magmas et Volcans de l’Université Blaise Pascal à Clermont-Ferrand, a mesuré la vitesse d’ultrasons dans une série d’échantillons représentant la ZMV dans les mêmes conditions de pression et de température. Ils étaient composés d’olivine et d’un peu de basalte et avaient subi une fusion partielle. L’équipe a trouvé qu’il suffit de 0,2 % de magma pour réduire la vitesse des ondes S de 5 à 8 %. D’après une estimation précédente, il en fallait au moins 3 % pour obtenir un tel ralentissement, ce qui n’était pas réaliste.

Le magma n’est produit que dans des circonstances particulières. Sous les dorsales océaniques, les péridotites subissent une lente ascension qui les décomprime. Le solidus franchi, leur fusion commence. Cela se fait génralement entre 40 et 80 km de profondeur. Le taux de fusion excède 1 %. Sous la dorsale Est-Pacifique, d’après les mesures de résistivité, cette profondeur pourrait atteindre 250 km. Le magma monte, se solidifie dans la lithosphère ou atteint la surface et provoque du volcanisme. Pour Kate Selway et J.P. O’Donnell, une petite partie du magma est resté prisonnier sous la plaque Pacifique, entre les grains constituant les péridotites. Ces minuscules poches peuvent être interconnectés. Elles ont subsisté pendant des dizaines de millions d’années, pendant que la plaque s’éloignait de la dorsale.

Cependant, selon Catherine Rychert et ses collaborateurs, qui ont fait le point sur la question en 2020, des processus dynamiques peuvent aussi être à l’œuvre : il y aurait une fusion partielle sous la plaque Pacifique, à l’origine d’un volcanisme intraplaque. Du magma traverserait la lithosphère de part en part, ce qui expliquerait la présence de volcans sous-marins sans rapport avec les processus géologiques actuellement connus (volcanisme de dorsale, de zone de subduction et de point chaud comme à Hawaii), comme ceux des rides Pukapuka, Hotu Matua et Sojourn au sud-est du Pacifique. Les volcans de Pukapuka ont moins de 200 000 ans et les autres sont nés il y a quelques millions d’années.

Il y aurait toutefois une accumulation de magma à la limite lithosphère-asthénosphère. Rychert en est tellement convaincue qu’elle propose de définir cette limite comme la zone où il s’accumule. Ce serait de petites cellules de convection dans l’asthénosphère qui feraient monter des péridotites et provoqueraient leur fusion partielle, comme sous les dorsales océaniques mais à plus petite échelle.

Même si cette théorie est exacte, il reste encore de nombreux détails à régler. Le manteau est une région complexe, qui n’est pas homogène, où des fluides circulent et dont la composition exacte n’est pas connue. Il est possible de citer bien d’autres hypothèses.

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Arwen Deuss, John H. Woodhouse, The nature of the Lehmann discontinuity from its seismological Clapeyron slopes, Earth and Planetary Science Letters 225, 295– 304, 2004.

Lars Stixrude, Carolina Lithgow-Bertelloni, Mineralogy and elasticity of the oceanic upper mantle: Origin of the low-velocity zone, Journal of the Geophysical Research 110, 2005.

Hans Thybo, The heterogeneous upper mantle low velocity zone, Tectonophysics 416, 53-79, 2006.

Julien Chantel et al., Experimental evidence supports mantle partial melting in the asthenosphere, Science Advances, 20 May 2016.

Kate Selway, J.P. O’Donnell, A small, unextractable melt fraction as the cause for the low velocity zone, Earth and Planetary Science Letters 517, 117–124, 2019.

Catherine Rychert et al., The Nature of the Lithosphere‐Asthenosphere Boundary, JGR Solid Earth, 2020.

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