LA TERRE, MACHINE THERMIQUE

L'intérieur du globe, et plus précisément le manteau, est le siège d'une importante production de chaleur: les manifestations volcaniques sont la preuve de la présence de matériaux à haute température. Après avoir précisé l'origine de cette chaleur interne, nous allons étudier les mécanismes qui permettent de l'évacuer vers la surface.
 
Durée: 1 semaine

 
1.1 L'ORIGINE DE LA CHALEUR INTERNE DU GLOBE

1.1.1 Chaleur emmagasinée lors de la formation de la Terre

Au cours de la formation de la Terre par accrétion, les impacts des différents corps célestes ont dégagé une grande quantité de chaleur. Lorsqu'elle a acquis sa taille quasiment définitive, la Terre était constituée de matériaux en fusion: c'était la Terre magmatique.
Les couches superficielles ont assez rapidement évacué cette chaleur initiale pour former une croûte: les couches internes ont été plus lentes à se refroidir, mais cette source de chaleur est très secondaire par rapport à d'autres mécanismes producteurs d'énérgie calorifique.

1.1.2 Chaleur libérée par la désintégration radioactive

La désintégration de certains isotopes radioactifs est à l'origine de l'essentiel de la chaleur interne du globe. Présents lors de l'accrétion, ces éléments, au cours de la différenciation de la planète, se sont concentrés dans les couches externes.

Le noyau atomique instable des isotopes radioactifs se fragmente spontanément en libérant un rayonnement et de la chaleur.
Chaque isotope 238U, 232Th et 40K a sa propre cadence de désintégration ou période:

1.2 DEUX MODES DE TRANSFERT DE CHALEUR A L'INTERIEUR DE LA TERRE

La conduction est un mécanisme dans lequel la chaleur se transmet de proche en proche dans un milieu: à l'échelle atomique la chaleur correspond à une agitation des atomes qui, en se heurtant, augmentent leur niveau de désordre, donc leur température.

La convection, elle, s'accompagne d'un mouvement de matière: c'est le déplacement de matière chaude, dilatée donc moins dense, qui provoque le transfert de chaleur, donc l'élévation de température.

N.B. Le rayonnement est un autre mode de transfert de chaleur qui associe les ondes électromagnétiques (chaleur solaire dans l'espace par exemple): il est inopérant dans un milieu opaque comme l'intérieur du globe.

Essayons de voir quel mode de transfert de la chaleur est le plus efficace dans un fluide. Un montage analogique recréera ce qui se passe dans le manteau terrestre.
Vous utiliserez deux dispositifs de bain marie identiques, munis d'une résistance, que vous remplirez d'eau au même niveau. Dans le premier, la résistance est placée au bas du récipient, dans le second elle est placée près de la surface de l'eau. Deux sondes thermiques (ou deux thermomètres) sont installées dans chaque récipient: l'une près de la surface, l'autre au fond.
Dans les deux cas vous veillerez à ce que la même quantité de chaleur soit apportée au système et que la distance à parcourir - c'est-à-dire la hauteur d'eau entre la résistance et la sonde la plus éloignée soit la même.
Des deux dispositifs, précisez lequel est approprié pour l'étude de la convection, lequel correspond à celle de la conduction.
Après avoir enclenché le chauffage de l'eau par la résistance - le thermostat est réglé de la même manière dans les deux montages - vous mesurerez l'évolution de la température entre les deux sondes de chaque dispositif pendant 10 minutes.
 
Résultats chiffrés Résultats graphiques
 
Notez les différences entre les deux systèmes. Tracez le gradient de température dans l'un et l'autre système conductif et convectif (en considérant les températures en fin d'expérience). Que remarquez-vous?
 
 
Indiquez lequel des deux modes de transfert de chaleur est le plus efficace.
 
On fournit le document ci-contre qui représente le géotherme, de la surface du globe au noyau.
Interprétez ce document à la lumière de l'activité pratique précédente. Distinguez les régions où le mode de transfert de la chaleur est la convection et les régions où le transfert de la chaleur est la conduction. Mettez ces informations en relation avec la structure de la Terre.
 
1.3 DISSIPATION EN SURFACE DE LA CHALEUR INTERNE, PAR CONDUCTION
 A la surface, deux types de manifestations permettent la dissipation de cette chaleur:
- le flux de chaleur continu au travers de la croûte (quelque 95%),
- des événements ponctuels et épisodiques: les séismes et les éruptions volcaniques (5%).
 
1.2.1 Le flux géothermique correspond à la fuite de chaleur par conduction au travers de la croûte. Il a une valeur moyenne de l'ordre de 80 mW.m-2: cette valeur est infime par rapport à l'énergie solaire reçue, puis rayonnée dans l'espace de l'ordre de 240 W.m-2.
Il est très variable d'une région à l'autre: faible au-dessus des continents, plus élevé au niveau du plancher océanique et particulièrement à l'aplomb des dorsales. Il traduit la présence en profondeur de matériaux chauds.
 
1.2.2 Le gradient géothermique mesure l'augmentation de température des roches en fonction de la profondeur: T = f(p).

 Seuls les premiers km de croûte relèvent de mesures directes: de l'ordre de 20 à 30 °C par km dans la croûte continentale.
 
Ce sont les données sismiques qui permettent d'établir la profondeur à laquelle les matériaux du manteau supérieur deviennent ductiles, ce qui correspond à l'isotherme 1350 °C, marquant la limite lithosphère-asthénosphère.

 Situé à une centaine de km sous les continents, il est beaucoup plus proche de la surface sous les océans et superficiel au niveau des dorsales.
Il est ainsi possible de construire le géotherme, c'est-à-dire la courbe présentant les températures possibles des roches de la lithosphère dans les différents contextes géodynamiques.
 
La valeur élevée du gradient géothermique dans les couches superficielles du globe s'explique par le fait que la dissipation de la chaleur s'y fait par conduction (transmission de proche en proche, par agitation des atomes sans déplacement de matière).
Si ce gradient se maintenait en profondeur, la température serait de l'ordre de plusieurs milliers de degrés à la limite noyau-manteau. Or des données indirectes la fixe à environ 3000 °C.
Le gradient géothermique est donc particulièrement faible, de l'ordre de 0,5 °C par km dans le manteau, ce qui suppose un mécanisme plus efficace d'évacuation de la chaleur que la conduction.
 
On représente souvent le géotherme terrestre avec une forte variation de température à 2900 km (température de 2000 °C à la base du manteau et au moins 3500°C à la limite supérieure du noyau comme le montre la figure ci-dessus). Comment détermine-t-on ce saut de température?
Vous pouvez, pour apporter une réponse, consulter l'adresse suivante:
 
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-et-geotherme.xml
 
Le montage analogique utilisé dans le §1.2 avec un récipient contenant deux fluides superposés en convection pourrait ainsi permettre de simuler l'allure du gradient de température entre le manteau et le noyau.

1.4 DISSIPATION D'ENERGIE INTERNE PAR CONVECTION: LE MOTEUR DE LA TECTONIQUE DES PLAQUES

1.3.1 La convection, un autre mécanisme plus efficace d'évacuation de la chaleur:

La convection est un mode de transport de la chaleur qui s'accompagne de mouvements de matière lorsqu'un matériau chaud et peu dense est surmonté par un matériau froid et plus dense: la matière chaude se dilate, sa densité diminue, ce qui provoque son ascension et, à terme, son refroidissement; à l'inverse la matière plus froide et plus dense, a tendance à descendre et, à terme, à s'échauffer. Des cellules de convection s'organisent.

Se pose alors la question du moteur de la tectonique des plaques.

Si la subduction est l'une des manifestations de la convection dans le manteau, l'expansion océanique en est une autre. Si l'on regarde de plus près l'Atlantique avec sa dorsale, mais sans zone de subduction et le Pacifique avec ses dorsales et ses zones de subduction, on ne peut attribuer un rôle plus ou moins grand à l'un ou l'autre de ces contextes pour répondre à la question: il n'y a donc pas un moteur qui serait localisé dans les zones de subduction, un autre sur les dorsales: c'est toute la Terre qui est impliquée, en évacuant sa chaleur interne.
Le mouvement des plaques est lié à la gravité qui les tire grâce à un morceau en subduction - les vitesses sont alors fortes - , l'expansion océanique fait s'écarter les plaques - beaucoup plus lentement -.

En résumé on peut affirmer, comme le dit Xavier LE PICHON et Henri-Claude NATAF (ENS Lyon):
 
"c'est la chaleur, ou plutôt la dissipation de la chaleur interne de la Terre" qui fait réellement bouger les plaques.
 
1.5 LES POINTS CHAUDS, MANIFESTATIONS PONCTUELLES DE LA CONVECTION

1.4.1 Les alignements volcaniques de point chaud ont été étudiés dans le chapitre "Lithosphère et tectonique des plaques".

1.4.2 Le fonctionnement d'un point chaud:
Les géologues imaginent que le point chaud profond, situé à la limite manteau profond-noyau, est à l'origine de l'ascension d'une colonne convective de matériau chaud et moins dense que ceux environnants. En remontant rapidement (quelques dizaines de cm par an) il transporte une énorme quantité de chaleur et subit, du fait de la décompression, une fusion partielle produisant des magmas. Ceux-ci perforent périodiquement la lithosphère donnant naissance à des éruptions basaltiques massives (plateaux océaniques, îles, trapps).

L'analyse chronologique suggère que les premières émissions sont beaucoup plus massives que les suivantes: ce phénomène s'expliquerait par la forme en panache avec "tête" massive et "pied" plus étroit des colonnes de magma. La production de magmas par ces points chauds est de l'ordre de 4 km3 par an à comparer aux 20 km3 produits par les dorsales.