La vidéo du jour parle d’un sujet injustement mal compris, la structure interne de la Terre !

Comme c’est une des premières fois que je parle vraiment de géologie (du moins en vidéo), j’ai essayé de mentionner plein de choses, et fatalement j’ai sciemment fait pas mal d’omissions ou d’approximations. On va donc essayer de réparer tout ça dans ce billet !

Quand les couleurs ont leur importance

C’est le message principal de la vidéo : non le manteau n’est PAS liquide ! Et du coup les géologues plaident parfois pour un changement des couleurs utilisées dans les représentations de la Terre. Le « rouge/orange » que j’ai volontairement repris dans la vidéo entretient en effet cette confusion, et on pourrait par exemple le remplacer par du vert, couleur de l’olivine (Mg,Fe)2SiO4 .

Ce changement des couleurs de représentation, c’est ce que propose notamment Marine, du blog « Tout là bas en dessous », et que je remercie car elle m’a aidé pour le script de la vidéo : alors allez voir son dernier billet sur le sujet !

Quant à l’image ci-dessous, elle provient d’un article de P. Thomas et S. Labrosse sur la convection mantellique

Une histoire à l’envers

Un point qu’il faut réaliser si vous voulez creuser le contenu de la vidéo, c’est que j’ai (volontairement !) raconté l’histoire un peu à l’envers. J’ai par exemple justifié les natures solides ou liquides du manteau et du noyau en invoquant les températures et les pressions qui y règnent, et les courbes de fusion des matériaux impliqués. C’est évidemment la justification physique, mais ça n’est pas comme cela qu’on a découvert les choses.

Prenons le cas du noyau externe liquide. Si on a su qu’il était liquide, ça n’est pas grâce à notre connaissance des températures internes et des courbes de fusion du fer, mais parce qu’on avait les mesures sismiques. Et c’est ensuite en déterminant les courbes de fusion en laboratoire qu’on a pu remonter aux températures qui règnent à l’intérieur de la Terre.

Un exemple, si on découvre en laboratoire qu’à haute pression le métal qui compose le noyau fond à 5000°C, cela implique qu’à l’interface noyau externe / interne, la température est de 5000°C. C’est ce qu’on appelle « ancrer » la température à l’interface.

Il fait vraiment 5000°C dans le noyau ?

Mais attention, car si les mesures sismiques nous fournissent un positionnement relativement précis de la position de l’interface liquide/solide du noyau, les mesures de fusion en laboratoire, elles, sont pleines d’incertitudes. Ce sont des mesures compliquées à très haute température, très haute pression, sur des échantillons minuscules, et dans lesquelles les impuretés jouent un rôle essentiel. Or il se trouve que l’on ignore quelle est la composition exacte du noyau, et notamment les éléments présents en plus petites quantités qui peuvent affecter la fusion.

Et par conséquent, toutes les incertitudes sur les mesures de fusion en laboratoire se traduisent par des incertitudes sur l’estimation de la température qui règne dans le noyau. Et cela peut varier de plus ou moins 1000 degrés ! Pour mes graphiques, j’ai utilisé les valeurs d’une publication traditionnelle de référence (source)

Boehler, Reinhard. « Melting temperature of the Earth’s mantle and core: Earth’s thermal structure. » Annual Review of Earth and Planetary Sciences 24.1 (1996): 15-40.

Mais sachez que des mesures plus récentes par un labo français (dont j’ai rapidement montré les courbes dans la vidéo) ont suggéré de repousser cette limite d’environ 1000 degrés par rapport aux valeurs usuelles. D’après cette publication, la température à l’interface liquide/solide du noyau se situerai plutôt à 6000°C plus ou moins 500 degrés !

Anzellini, S., Dewaele, A., Mezouar, M., Loubeyre, P., & Morard, G. (2013). Melting of iron at Earth’s inner core boundary based on fast X-ray diffraction. Science, 340(6131), 464-466.

Structure et composition de la Terre.

Je l’ai évoqué au début de la vidéo, pour découper la Terre en couches, on peut se baser sur la structure physique et sur la composition chimique. J’ai fait un mélange des deux, mais il y a une confusion que je n’ai pas levée : la distinction entre lithosphère et croûte.

Si on se base sur la composition chimique, on a donc un changement significatif quand on passe de la croûte au manteau. Mais si on se base sur les propriétés mécaniques (rigidité, viscosité), il n’y a pas vraiment de changement important à cet endroit (il y a quand même un changement détectable dans la variation de la vitesse des ondes sismiques, d’environ 7 à 8 km/s, cf paragraphe suivant)

Ca n’est qu’un peu plus profond, quelques centaines de kilomètres, qu’un changement plus significatif se produit : on trouve — au sein du manteau donc — une frontière qui sépare la zone plus rigide qui constitue les plaques tectoniques, d’une zone plus ductile « sur laquelle » les plaques se déplacent. Cette frontière est assez imprécise mais on la place conventionnellement autour de l’isotherme 1300°C.

En-dessous de cette frontière, c’est l’asthénosphère, plus ductile, et au-dessus, c’est la lithosphère, plus rigide, et constituée donc de la partie supérieure du manteau et de la croûte. Donc la lithosphère n’est pas la même chose que la croûte, et les plaques continentales qui dérivent sont en fait des plaques lithosphériques, pas juste de la croûte.

Pour mettre des chiffres sur ces phénomènes, des personnes essayent d’estimer la différence de viscosité entre la lithosphère, l’asthénosphère et la mésosphère. Si le beurre de cacahuète a une viscosité autour de 100 Pa.s, pour l’asthénosphère on est autour de 10^20 Pa.s, et 10^22 pour la lithosphère. Donc il y a un facteur 100 de différence, mais ça reste fabuleusement élevé à notre échelle.

Kaufmann, G., & Wu, P. (2002). Glacial isostatic adjustment in Fennoscandia with a three-dimensional viscosity structure as an inverse problem. Earth and Planetary Science Letters, 197(1), 1-10.

Discontinuités et ondes sismiques

J’ai forcément dû passer un peu vite sur les ondes sismiques, mais il y a plein de choses que j’aurai pu évoquer en complément. Déjà outre les ondes P et S, il y a les ondes de surface dont je n’ai pas parlé, mais qui sont celles qui sont dévastatrices lors des séismes.

Ensuite on sait qu’il peut y avoir des réflexions aux interfaces (comme avec la lumière !) et que ces réflexions peuvent notamment provoquer des changements de nature des ondes : la composition des ondes réfléchies peut mélanger des ondes P et des ondes S. (Je crois que dans la vidéo ça se voit aussi avec mon ralenti avec le ressort, où après réflexion mon onde S est en partie une onde P).

Egalement grâce au fait que les trajectoires se courbent sous l’effet de la densité et de l’accélération des ondes dans les zones plus denses, on peut observer des choses étonnantes comme le fait que les ondes passées « en profondeur » arrivent avant celles restées proches de la surface.

Les ondes sismiques de faible profondeur permettent notamment de mettre en évidence cette discontinuité entre croûte et manteau, qu’on appelle dans le jargon « le Moho », en hommage au croate Andrija Mohorovičić qui la découvrit au début du XXe siècle. C’était d’ailleurs l’objectif du forage sg3 de Kola (celui descendu à 12km) que d’atteindre le Moho. Notez toutefois que l’on a pas besoin de tout cela pour « accéder » au manteau, puisque par exemple dans les dorsales océaniques, on a une remontée directe de matériau du manteau qui vient alimenter la formation de la croûte.

Autre discontinuité remarquable découverte plus récemment, la discontinuité D’’. Je n’en ai pas parlé dans la vidéo mais elle se situe quelques centaines de kilomètres au-dessus de l’interface entre le manteau et le noyau. Sa mise en évidence est assez subtile, puisqu’elle se manifeste par une très légère accélération des ondes sismiques de l’ordre de quelques %. Mais d’une part on arrive à détecter ce changement, d’autre part il trahit qu’il doit se passer quelque chose à cet endroit là !

Le mystère n’a été résolu que plus tard, grâce à nouveau à des expériences en laboratoire qui ont mis en évidence une nouvelle organisation dans les conditions qui règnent à cet endroit là. La bridgmanite (Fe,Mg)SiO3 (ce minéral qui constitue l’essentiel du manteau) passe alors d’une structure classique « perovskite » à une structure différente nommée « post-perovskite ». Et les propriétés physiques de la post-perovskite expliqueraient la discontinuité D’’ (que j’ai représentée en violet sur mon schéma plus haut).

Minéraux et solutions solides

Tant que j’en suis à parler de minéraux, autre point que j’ai escamoté, l’idée de « solution solide ». J’ai souligné le fait que les minéraux s’associaient pour former des roches, mais il y a un niveau de complexité intermédiaire qui est celui de la « solution solide ». Pour ceux qui ne seraient pas familier avec le concept, imaginez par exemple un cristal de MgSiO3. Puis enlevez (mentalement) un certain nombre des atomes de Mg pris au hasard et mettez des atomes de Fe à la place. Comme FeSiO3 a une structure proche de MgSiO3, vous pouvez faire cela sans perturber trop la structure cristalline. Vous obtenez alors une « solution solide », sorte de mélange intermédiaire entre MgSiO3 et FeSiO3, et qu’on note (Fe,Mg)SiO3.

Eh bien ces solutions solides, il y en a partout ! Parmi les minéraux « purs » dont j’ai rapidement écrit le nom dans la vidéo, la plupart forment des solutions solides, même si leurs formules chimiques peuvent sembler éloignées. Prenons un exemple : l’albite (NaAlSi3O8) et l’anorthite (CaAl2Si2O8) forment une solution solide que l’on désigne sous le terme générique de plagioclase, et dont le nom détaillé peu varier suivant les proportions respectives des deux composés. On parlera par exemple d’oligoclase, d’andésine, de labradorite ou de bytownite pour des solutions solides contenant respectivement 80%, 60%, 40% ou 20% d’albite.

Bref, la classification des minéraux, c’est compliqué.

Convection dans le manteau et casseroles d’eau chaude

Pour parler de la convection dans le manteau, j’ai évité de trop faire appel à la classique illustration de la casserole d’eau chaude. Vous savez : on chauffe l’eau par le bas, elle diminue de densité et donc s’élève, puis se refroidit en surface, et retombe. L’analogie n’est que partiellement adéquate pour le cas de la convection dans le manteau, car il n’y a pas exactement l’équivalent de la plaque qui chauffe par le bas.

Dans le cas du manteau, les roches des plaques lithosphériques sont plus froides, donc plongent dans l’asthénosphère. Cela crée un « appel » au niveau des dorsales, et de la matière plus chaude du manteau vient combler ce vide. Mais notez que la source de chaleur n’est pas spécifiquement le bas du manteau (par exemple l’interface avec le noyau), mais l’ensemble du manteau lui-même qui subit un chauffage « dans la masse », notamment via la désintégration radioactive d’éléments comme le potassium 40 ou l’uranium 238.

La position du pôle Nord

J’ai indiqué dans la vidéo la position du pôle Nord magnétique (qui est en fait un Sud magnétique mais passons), mais seulement à quelques dates. Vous vous demandez peut-être : pourquoi celles-ci ? Eh bien ce sont les années où l’on a effectué une vraie mesure sur le terrain de la position du pôle Nord magnétique. Ce sont des mesures difficiles, qui nécessitent de parcourir de grandes surfaces, et de rechercher la zone où le champ magnétique est perpendiculaire à la surface. On ne fait donc pas des campagnes de mesure tous les quatre matins.

Par contre on peut estimer une position « approchée » en modélisant le champ magnétique par une somme de contributions simples. La version la plus élémentaire, c’est de modéliser le champ par un simple dipôle (une grosse barre magnétique, quoi). Le pôle Nord de ce dipôle est alors le nord « géomagnétique », qui n’est pas tout à fait positionné comme le nord magnétique vrai.

Les types de météorites

J’ai brièvement évoqué les types de météorites, revenons quelques instants sur ces distinctions. Au moment de la formation du système solaire, des corps plus ou moins gros se sont formés. Seuls les corps les plus massifs ont subi une différenciation, c’est-à-dire que les éléments plus lourds comme les métaux ont pu se séparer par gravité d’éléments plus légers comme les silicates.

Quand une météorite provient d’un petit astéroïde non différencié, elle contient alors un mélange de silicates et de métaux dans différentes proportions, et de façon relativement « mélangée » : ce sont les chondrites. Quand elle provient d’un corps différencié (une planète, une lune…), suivant l’endroit une météorite peut alors être composée très majoritairement de silicates, on parle alors d’achondrites, ou d’un mélange de fer et de nickel, ce sont les sidérites.

Mentionnons enfin celles qui sont les plus rares et les plus belles des météorites, les pallasites, qui proviennent de l’interface « noyau/manteau » d’un corps, et qui contiennent un mélange intime de métaux et de cristaux comme de l’olivine.

Joli, non ?