Manteau (géologie)

Terre en coupe du noyau à l’exosphère.

Le manteau est un type particulier de couche au sein d’un corps astronomique. Dans la plupart des cas, un manteau se présente dans un objet solide comme la couche de matière entourant un noyau définissable et extra-dense. Le manteau, lui-même, peut être divisé en deux sous-couches et peut être recouvert par une couche appelée « croûte », comme c’est le cas pour la planète Terre. À l’intérieur de la Terre, le manteau est une couche rocheuse située directement sous la croûte et au-dessus du noyau externe. Le manteau représente environ 70 % du volume de la Terre et recouvre le noyau riche en fer de la Terre, qui occupe environ 30 % du volume de la Terre. Bien qu’il soit essentiellement solide, une grande partie du manteau est très visqueuse en raison des pressions extrêmement élevées qui y règnent. La convection du manteau s’exprime à la surface par les mouvements des plaques tectoniques.

Les épisodes passés de fusion et de volcanisme aux niveaux les moins profonds du manteau ont produit une très fine croûte de produits de fusion cristallisés près de la surface, sur laquelle nous vivons. Les gaz dégagés lors de la fusion du manteau terrestre ont un effet important sur la composition et l’abondance de l’atmosphère terrestre. Les informations sur la structure et la composition du manteau résultent soit d’enquêtes géophysiques, soit d’analyses géoscientifiques directes de xénolites dérivés du manteau.

Structure

L’épaisseur du manteau terrestre est d’environ 2 900 kilomètres (km) (1 800 miles). Les résultats de la sismologie indiquent qu’il est divisé en sections. Ces couches (et leurs profondeurs) sont les suivantes :

• le manteau supérieur (33-410 km) (20 à 254 miles)
• la zone de transition (410-670 km)
• le manteau inférieur (670-2798 km)
• la couche « D » (2798-2998 km).

Le sommet du manteau est défini par une augmentation soudaine de la vitesse sismique, qui a été notée pour la première fois par Andrija Mohorovičić en 1909. Cette limite est aujourd’hui désignée sous le nom de « Moho ». Le manteau supérieur et la croûte sus-jacente sont relativement rigides et forment la lithosphère, une couche irrégulière dont l’épaisseur maximale est peut-être de 200 km. Sous la lithosphère, le manteau supérieur devient nettement plus plastique dans sa rhéologie. Dans certaines régions sous la lithosphère, la vitesse sismique est réduite ; cette zone dite de basse vitesse (LVZ) s’étend jusqu’à une profondeur de plusieurs centaines de km. Inge Lehmann a découvert une discontinuité sismique à environ 220 km de profondeur ; bien que cette discontinuité ait été trouvée dans d’autres études, on ne sait pas si elle est omniprésente. La zone de transition est une zone d’une grande complexité ; elle sépare physiquement le manteau supérieur et le manteau inférieur. On sait très peu de choses sur le manteau inférieur, si ce n’est qu’il semble relativement homogène sur le plan sismique. Le « D » est la couche qui sépare le manteau du noyau.

Caractéristiques

Le manteau diffère sensiblement de la croûte par ses caractéristiques mécaniques et sa composition chimique. La distinction entre croûte et manteau est basée sur la chimie, les types de roches, la rhéologie et les caractéristiques sismiques. La croûte est, en fait, un produit de la fusion du manteau. On pense que la fusion partielle des matériaux du manteau entraîne la séparation des éléments incompatibles de la roche du manteau, les matériaux moins denses flottant vers le haut à travers les pores, les fissures ou les crevasses, pour refroidir et geler à la surface. Les roches mantelliques typiques ont un rapport magnésium/fer plus élevé, et une plus faible proportion de silicium et d’aluminium que la croûte. Ce comportement est également prédit par des expériences qui font fondre partiellement des roches considérées comme représentatives du manteau terrestre.

Cartographier l’intérieur de la Terre avec les ondes sismiques.

La roche mantellique à moins de 400 km de profondeur environ se compose principalement d’olivine, de pyroxènes, de spinelle et de grenat ; on pense que les types de roche typiques sont la péridotite, la dunite (péridotite riche en olivine) et l’éclogite. Entre environ 400 km et 650 km de profondeur, l’olivine n’est pas stable et est remplacée par des polymorphes à haute pression ayant approximativement la même composition : un polymorphe est la wadsleyite (également appelé type bêta-spinel), et l’autre est la ringwoodite (un minéral à structure gamma-spinel). En dessous de 650 km environ, tous les minéraux du manteau supérieur commencent à devenir instables. Les minéraux les plus abondants présents ont des structures (mais pas des compositions) comme celle du minéral pérovskite, suivie de la ferropericlase, un oxyde de magnésium et de fer. Les changements de minéralogie à environ 400 et 650 km produisent des signatures distinctes dans les enregistrements sismiques de l’intérieur de la Terre et, comme le moho, sont facilement détectés par les ondes sismiques. These changes in mineralogy may influence mantle convection, as they result in density changes and they may absorb or release latent heat as well as depress or elevate the depth of the polymorphic phase transitions for regions of different temperatures. The changes in mineralogy with depth have been investigated by laboratory experiments that duplicate high mantle pressures, such as those using the diamond anvil.

Why is the inner core solid, the outer core liquid, and the mantle solid/plastic? The answer depends both on the relative melting points of the different layers (nickel-iron core, silicate crust and mantle) and on the increase in temperature and pressure as one moves deeper into the Earth. At the surface both nickel-iron alloys and silicates are sufficiently cool to be solid. In the upper mantle, the silicates are generally solid (localized regions with small amounts of melt exist); however, as the upper mantle is both hot and under relatively little pressure, the rock in the upper mantle has a relatively low viscosity. En revanche, le manteau inférieur est soumis à une pression énorme et sa viscosité est donc plus élevée que celle du manteau supérieur. Le noyau externe métallique en nickel-fer est liquide malgré l’énorme pression, car son point de fusion est inférieur à celui des silicates du manteau. Le noyau interne est solide en raison de la pression écrasante que l’on trouve au centre de la planète.

Température

Dans le manteau, les températures varient entre 500 °C à 900 °C (932 °F-1 652 °F) à la limite supérieure avec la croûte et plus de 4000 °C (7200 °F) à la limite avec le noyau. Bien que les températures élevées dépassent de loin les points de fusion des roches du manteau à la surface (environ 1200 °C pour une péridotite représentative), le manteau est presque exclusivement solide. L’énorme pression lithostatique exercée sur le manteau empêche la fusion, car la température à laquelle la fusion commence (le solidus) augmente avec la pression.

Mouvement

En raison de la différence de température entre la surface de la Terre et le noyau externe, et de la capacité des roches cristallines à haute pression et température à subir une déformation lente, rampante et visqueuse sur des millions d’années, il existe une circulation convective de matière dans le manteau. La matière chaude monte sous forme de diapir plutonique (un peu comme une lampe à lave), peut-être depuis la frontière avec le noyau externe (voir panache mantellique), tandis que la matière plus froide (et plus lourde) descend vers le bas. Ce phénomène prend souvent la forme d’une descente de la lithosphère à grande échelle aux frontières des plaques, appelées zones de subduction . Au cours de la remontée, la matière du manteau se refroidit à la fois de manière adiabatique et par conduction dans le manteau environnant plus froid. La température du matériau diminue avec la baisse de pression liée à l’ascension, et sa chaleur se répartit sur un plus grand volume. Comme la température à laquelle la fusion s’amorce diminue plus rapidement avec la hauteur que celle d’un panache chaud ascendant, une fusion partielle peut se produire juste sous la lithosphère et provoquer volcanisme et plutonisme.

La convection du manteau terrestre est un processus chaotique (au sens de la dynamique des fluides), dont on pense qu’il fait partie intégrante du mouvement des plaques. Le mouvement des plaques ne doit pas être confondu avec le terme plus ancien de dérive des continents qui s’applique purement au mouvement des composants de la croûte des continents. Les mouvements de la lithosphère et du manteau sous-jacent sont couplés puisque la lithosphère descendante est une composante essentielle de la convection dans le manteau. La dérive des continents observée est une relation compliquée entre les forces qui provoquent l’enfoncement de la lithosphère océanique et les mouvements au sein du manteau terrestre.

Bien qu’il y ait une tendance à une plus grande viscosité à une plus grande profondeur, cette relation est loin d’être linéaire, et montre des couches avec une viscosité dramatiquement diminuée, en particulier dans le manteau supérieur et à la limite avec le noyau. Le manteau situé à environ 200 km au-dessus de la limite noyau-manteau semble avoir des propriétés sismiques nettement différentes de celles du manteau situé à des profondeurs légèrement inférieures ; cette région inhabituelle du manteau située juste au-dessus du noyau est appelée D″ (« D double-prime » ou « D prime prime »), une nomenclature introduite il y a plus de 50 ans par le géophysicien Keith Bullen. D″ peut être constitué de matériel provenant de dalles subduites qui sont descendues et se sont immobilisées à la limite noyau-manteau et/ou d’un nouveau polymorphe minéral découvert dans la pérovskite appelé post-perovskite.

En raison de la viscosité relativement faible dans le manteau supérieur, on pourrait raisonner qu’il ne devrait pas y avoir de séismes en dessous d’environ 300 km de profondeur. Cependant, dans les zones de subduction, le gradient géothermique peut être abaissé lorsque les matériaux froids de la surface s’enfoncent vers le bas, augmentant la résistance du manteau environnant et permettant aux séismes de se produire jusqu’à une profondeur de 400 km et 670 km.

La pression au fond du manteau est de ~136 GPa (1,4 million d’atm). Il existe une pression croissante à mesure que l’on s’enfonce dans le manteau, car le matériau situé en dessous doit supporter le poids de tout le matériau situé au-dessus. On pense cependant que l’ensemble du manteau se déforme comme un fluide sur de longues échelles de temps, la déformation plastique permanente étant assurée par le mouvement de défauts ponctuels, linéaires et/ou planaires à travers les cristaux solides qui composent le manteau. Les estimations de la viscosité du manteau supérieur varient entre 1019 et 1024 Pa-s, en fonction de la profondeur, de la température, de la composition, de l’état de contrainte et de nombreux autres facteurs. Ainsi, le manteau supérieur ne peut s’écouler que très lentement. Cependant, lorsque des forces importantes sont appliquées au manteau supérieur, il peut s’affaiblir, et on pense que cet effet est important pour permettre la formation des frontières des plaques tectoniques.

Exploration

L’exploration du manteau est généralement menée au fond de la mer plutôt que sur terre en raison de la relative finesse de la croûte océanique par rapport à la croûte continentale nettement plus épaisse.

La première tentative d’exploration du manteau, connue sous le nom de projet Mohole, a été abandonnée en 1966 après des échecs répétés et des dépassements de coûts. La pénétration la plus profonde était d’environ 180 m.En 2005, le troisième trou de forage océanique le plus profond a atteint 1416 mètres (4 644 pieds) sous le plancher océanique à partir du navire de forage océanique JOIDES Resolution.

Le 5 mars 2007, une équipe de scientifiques à bord du RRS James Cook a embarqué pour un voyage vers une zone du plancher océanique de l’Atlantique où le manteau est exposé sans aucune couverture de croûte, à mi-chemin entre les îles du Cap-Vert et la mer des Caraïbes. Le site exposé se trouve à environ trois kilomètres sous la surface de l’océan et couvre des milliers de kilomètres carrés.

Une tentative relativement difficile de récupérer des échantillons du manteau terrestre était prévue plus tard en 2007. Dans le cadre de la mission Chikyu Hakken, devait utiliser le navire japonais ‘Chikyu’ pour forer jusqu’à 7000 m (23 000 ft) sous le fond marin. C’est près de trois fois plus profond que les précédents forages océaniques.

Une nouvelle méthode d’exploration des centaines de km supérieurs de la Terre a été récemment analysée, consistant en une petite sonde dense et génératrice de chaleur qui fond dans la croûte et le manteau tandis que sa position et sa progression sont suivies par des signaux acoustiques générés dans les roches. La sonde est constituée d’une sphère extérieure en tungstène de ~ 1 m de diamètre à l’intérieur de laquelle se trouve une source de chaleur radioactive de 60Co. Il a été calculé qu’une telle sonde atteindra le Moho océanique en moins de 6 mois et atteindra des profondeurs minimales de bien plus de 100 km en quelques décennies sous la lithosphère océanique et continentale.

Voir aussi

• Crust (géologie)
• Terre
• Tectonique des plaques
• Volcan

Notes

• Burns, Roger George. 1993. Applications minéralogiques de la théorie des champs cristallins. Cambridge, Royaume-Uni : Cambridge University Press. ISBN 0521430771.
• Coltorti, M., et M. Grégoire. 2008. Métasomatisme dans le manteau lithosphérique continental océanique &. Londres, Royaume-Uni : Geological Society Pub House. ISBN 1862392420

• Condie, Kent C. 2001. Les panaches mantelliques et leur enregistrement dans l’histoire de la Terre. Cambridge, Royaume-Uni : Cambridge University Press. ISBN 0521014727

• Condie, Kent C. 2005. La Terre en tant que système planétaire en évolution. Amsterdam : Elsevier Academic Press. ISBN 978-0120883929
• Ojovan, M.I., et F.G.F. Gibb. « Exploration de la croûte et du manteau terrestres à l’aide de sondes auto-décrochantes et protégées contre les radiations, et surveillance par émission acoustique ». Chapitre 7, dans Arnold P. Lattefer, 2008. Recherche sur les déchets nucléaires : Siting, Technology and Treatment. New York, NY : Nova Science Publishers. ISBN 9781604561845.
• Van der Pluijm, Ben A., et Stephen Marshak. 2004. Earth Structure : An Introduction to Structural Geology and Tectonics, 2e éd. New York : W.W. Norton. ISBN 039392467X

• Vogt, Gregory. 2007. Le noyau et le manteau de la Terre : Métal lourd, roche mouvante. Minneapolis, MN : Twenty-First Century Books. ISBN 978-0761328377

All links retrieved August 10, 2018.

• Don L. Anderson, Theory of the Earth, Blackwell (1989). (A textbook dealing with the Earth’s interior now available on the web.)
• Project Mohole.