Astronomie

Y a-t-il de la convection dans le manteau de Mars ?

Y a-t-il de la convection dans le manteau de Mars ?


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Mars est différenciée, avec un noyau, un manteau et une croûte. Il n'y a plus (plus) de tectonique des plaques sur Mars. Cela signifie-t-il qu'il n'y a pas de convection dans le manteau ? Pourrait-il y avoir de la convection dans le manteau sans que cela provoque une tectonique des plaques ?


Il y a plusieurs façons de voir cela.

Un moyen assez simple consiste à calculer le nombre de Rayleigh du manteau de Mars. Le nombre de Rayleigh est un nombre sans dimension défini comme :

$Ra = dfrac{ ho g alpha Delta T d^3}{eta kappa}$

$ ho$ est la densité du manteau, $g$ est l'accélération gravitationnelle, $alpha$ est le coefficient de dilatation thermique, $Delta T$ est la différence de température sur la couche convective d'épaisseur $d$, $eta$ est la viscosité, et $kappa$ la diffusivité thermique. On considère généralement que la convection se produit lorsque $Ra > 1000$, et plus haut $Ra$ signifie une convection plus vigoureuse. $Ra$ pour Mars est estimée à $10^6$ par Mulyukova & Bercovici 2020 (par rapport à $10^7$ pour la Terre), ce qui signifie qu'il y a de la convection dans le manteau de Mars, bien que moins vigoureuse que sur Terre.

Une autre approche consiste à examiner certaines caractéristiques géologiques de Mars qui peuvent fournir des contraintes sur la dynamique interne de la planète. Par exemple, des volcans ponctuels récemment actifs, tels que l'Olympus Mons, suggèrent la présence d'un panache mantellique s'élevant ainsi par convection (Li & Kiefer 2007). De même, la présence de panaches/convection du manteau peut expliquer les variations d'épaisseur lithosphérique (Kiefer & Li 2009).

Une étude de Stern et al. (2017) ont utilisé des volcanismes, des failles et des impacts pour définir un « indice d'activité tectonique » (TAI) pour 26 corps planétaires, allant de 0 à 3. Ils ont découvert que Mars a un TAI de 2, inférieur à celui de la Terre et de Vénus (3) , mais toujours supposé être "tectoniquement et convectivement actif" (les corps avec TAI < 2 sont supposés être tectoniquement morts). Ils pensent que Mars représente en fait la transition entre les corps actifs et morts :

Le style tectonique actuel de Mars représente un couvercle stagnant presque complètement stabilisé [SL]. Ici, un seul panache d'upwelling du manteau, déversant de la lave sur les mêmes sites pendant des centaines de millions d'années, a produit l'immense montée de Tharsis et des volcans (Zuber, 2001). Lorsque ces derniers panaches du manteau sont éteints, le style tectonique passe au stade final SL - la mort planétoïde. Cette étape est caractérisée par Mercure et la Lune de la Terre, des corps avec des lithosphères ultra-épaisses et ultra-stables

Evolution possible des styles magmatotectoniques pour un grand corps silicaté, comme la Terre. La tectonique des plaques nécessite certaines conditions de densité et de force lithosphériques pour évoluer et est susceptible d'être présagée et suivie par une tectonique des couvercles stagnante. Après Stern et al. (2017) (CC BY-NC-ND 4.0)


Mars est-elle toujours volcaniquement active ? Une nouvelle étude dit peut-être

Vue orbitale depuis Mars Express de l'Olympus Mons, le plus haut volcan de Mars, s'étendant sur 22 km au-dessus des plaines martiennes rouges. Olympus Mons est 2 1/2 fois plus grand que le mont Everest ! Image via ESA/ Justin Cowart.

Mars est-elle toujours volcaniquement active ? À première vue, cela ne semble pas être le cas, car aucune éruption n'a jamais été observée sur l'un des nombreux volcans qui parsèment sa surface désertique. Des découvertes récentes de l'atterrisseur InSight de la NASA ont montré qu'il existe encore au moins une activité géologique résiduelle sous terre, sous la forme de tremblements de terre. Maintenant, une étude récemment annoncée d'une météorite martienne a fourni la première preuve de ce que les scientifiques appellent la convection du magma sur Mars – une montée et une chute des courants dans la matière en fusion sous la surface de Mars – qui a eu lieu sur la planète– 8217s manteau il y a quelques centaines de millions d'années. Peut-être que ce lent mouvement de magma sous la croûte de Mars se produit encore aujourd'hui.

Les nouveaux résultats évalués par des pairs ont été publiés dans Météorites et science planétaire le 7 mai 2020.

Les résultats intrigants – rapportés dans ScienceAlerte par Michelle Star le 11 mai 2020 – proviennent d'une nouvelle étude de la météorite martienne Tissint. Une météorite martienne est une roche éjectée de Mars, probablement via un événement d'impact, qui a traversé l'espace interplanétaire et a finalement atterri sur Terre. Trouvée au Maroc le 18 juillet 2011, la météorite Tissint est originaire des profondeurs de Mars. Tissint a déjà fait l'objet de nombreuses études, mais cette fois, les chercheurs ont trouvé quelque chose de surprenant. La météorite contenait des cristaux d'olivine, des minéraux formant des roches que l'on trouve couramment dans la croûte terrestre.

Lorsque ces cristaux ont été examinés de plus près, il a été découvert qu'ils ne pouvaient s'être formés qu'en cas de changement de température dans les courants de convection du magma.

Structure interne de Mars : noyau, manteau, croûte et atmosphère. Image via IPGP/ David Ducros/ SEIS. Schéma d'une possible chambre magmatique sur l'ancienne Mars. La météorite Tissint peut provenir d'un endroit comme celui-ci, sous la surface de Mars. Image via Mari et al./ Meteoritics & Planetary Science, 2020/ ScienceAlerte.

Les cristaux ont environ 674 à 582 millions d'années, ce qui est assez jeune d'un point de vue géologique, donc l'implication est que Mars était encore volcaniquement active à cette époque. Le géologue planétaire Nicola Mari de l'Université de Glasgow a déclaré ScienceAlerte:

Il n'y avait aucune preuve antérieure de convection sur Mars, mais la question « Mars est-elle une planète encore volcaniquement active ? » a déjà été étudiée à l'aide de différentes méthodes. Cependant, c'est la première étude qui prouve une activité à l'intérieur de Mars d'un point de vue purement chimique, sur de vrais échantillons martiens.

Les cristaux d'olivine se seraient formés à l'intérieur d'une chambre magmatique profondément souterraine. L'olivine est courante dans le manteau terrestre et même dans les météorites. Mais les chercheurs ont remarqué quelque chose d'étrange à propos des cristaux d'olivine à Tissint. Ils avaient des bandes irrégulièrement espacées composées de phosphore. C'est un processus connu sur Terre, appelé piégeage de soluté, où, lors d'une solidification rapide, le soluté (la substance dissoute dans une solution) peut être incorporé dans la phase solide à une concentration significativement différente de celle prédite par la thermodynamique d'équilibre.

La météorite Tissint. Image par Alain Herzog/EPFL.

Cela se produit lorsque la vitesse de croissance cristalline dépasse la vitesse à laquelle le phosphore peut se diffuser à travers la masse fondue, ainsi le phosphore est obligé d'entrer dans la structure cristalline au lieu de « nager » dans le magma liquide. Dans la chambre magmatique qui a généré la lave que j'ai étudiée, la convection était si vigoureuse que les olivines ont été déplacées du fond de la chambre (plus chaud) vers le haut (plus froid) très rapidement, pour être précis, cela a probablement généré des taux de refroidissement de 15-30 degrés Celsius par heure [environ 27-55 degrés Fahrenheit] pour les olivines.

La météorite martienne de Tissint est une shergottite à olivine-phyrique appauvrie inhabituelle, qui aurait pour origine une fonte dérivée du manteau dans une chambre magmatique profonde. Ici, nous rapportons des données sur les éléments majeurs et traces pour l'olivine et le pyroxène de Tissint, et utilisons ces données pour fournir de nouvelles informations sur la dynamique de la chambre magmatique de Tissint. La présence de bandes oscillatoires riches en phosphore (P) irrégulièrement espacées dans l'olivine, ainsi que des preuves géochimiques indiquant un système magmatique fermé, impliquent que les grains d'olivine ont été soumis à un piégeage de soluté causé par une convection cristalline vigoureuse dans la chambre magmatique de Tissint. Les températures d'équilibration calculées pour les premiers noyaux d'olivine cristallisants (antécrystiques) suggèrent une température de source de magma de Tissint de 1680 degrés Celsius [3056 degrés Fahrenheit], et une température locale du manteau martien de 1560 degrés Celsius [2840 degrés F] pendant l'Amazonie tardive, ce dernier étant compatible avec la température ambiante du manteau de la Terre archéenne.

Comment les chercheurs savent-ils que la météorite est originaire des profondeurs de la croûte martienne ? Les plus gros cristaux d'olivine contenaient des traces de nickel et de cobalt. Ceci, ainsi que des preuves antérieures, montre que la météorite devait autrefois faire partie de la roche à 25 à 50 miles (40 à 80 kilomètres) sous la surface.

Radiographies en fausses couleurs de 2 lames minces de la météorite Tissint. Les cristaux d'olivine incrustés sont marqués OI. Image via Mari et al./ Meteoritics & Planetary Science, 2020/ Wiley Online Library.

Avec toutes ces données, les chercheurs ont pu estimer les températures dans le manteau martien au moment où les cristaux se sont formés pour la première fois. Ils ont atteint 1 560 degrés Celsius (2840 degrés F) au cours de la période martienne de l'Amazonie tardive. C'est beaucoup plus chaud qu'on ne le pensait auparavant, presque aussi chaud que 1650 degrés Celsius (3002 F) pendant l'éon archéen sur Terre, il y a 4 à 2,5 milliards d'années. C'est assez récent, géologiquement, pour suggérer que Mars peut encore avoir une convection de magma active même aujourd'hui. Mari a dit :

Je pense vraiment que Mars pourrait être un monde encore volcaniquement actif aujourd'hui, et ces nouveaux résultats vont dans ce sens. Nous ne verrons peut-être pas d'éruption volcanique sur Mars au cours des 5 prochains millions d'années, mais cela ne signifie pas que la planète est inactive. Cela pourrait simplement signifier que le moment entre les éruptions entre Mars et la Terre est différent, et au lieu de voir une ou plusieurs éruptions par jour (comme sur Terre), nous pourrions voir une éruption martienne tous les n-millions d'années.

Ainsi, Mars est peut-être encore volcaniquement active aujourd'hui - comme aux temps géologiques récents - mais les éruptions sont très espacées, de quelques millions d'années, selon les chercheurs. Ce serait incroyable de voir une éruption volcanique sur Mars, car les plus grands volcans de la planète sont beaucoup plus grands que ceux de la Terre. Olympus Mons, le plus grand de tous, est plus haut que le mont Everest !

Nicola Mari de l'Université de Glasgow, auteur principal de la nouvelle étude. Image via Twitter.

En 2014, il a été signalé que la météorite de Tissint pourrait contenir des traces d'activité microbienne ancienne. Selon Philippe Gillet, directeur du Laboratoire des sciences de la Terre et des planètes de l'École Polytechnique de Lausanne (EPFL, Suisse) :

Insister sur la certitude n'est pas judicieux, en particulier sur un sujet aussi sensible. Je suis tout à fait ouvert à la possibilité que d'autres études contredisent nos conclusions. Cependant, nos conclusions sont telles qu'elles raviveront le débat sur l'existence possible d'une activité biologique sur Mars – du moins dans le passé. Jusqu'à présent, il n'y a pas d'autre théorie que nous trouvons plus convaincante.

Alors que le jury est toujours sur les traces de vie possibles, Tissint a montré, à tout le moins, que Mars était autrefois beaucoup plus active géologiquement qu'elle ne l'est maintenant.

Bottom line: Une nouvelle étude d'une ancienne météorite martienne suggère que Mars était plus active sur le plan volcanique il y a quelques centaines de millions d'années qu'on ne le pensait auparavant, et peut même être encore active aujourd'hui.


Faits sur la planète

Convection est le mouvement circulaire dans un liquide lorsqu'il est à une température non uniforme qui est basé sur la gravité et la différence de sa densité. Alors que la convection est généralement plus perceptible dans les liquides, le même mouvement s'applique aux gaz. En astronomie, la convection fait généralement référence au mouvement des gaz dû à la chaleur et à la gravité. Ce mouvement implique à la fois le transfert de chaleur et de masse. Dans les corps stellaires, la convection se produit lorsque le plus chaud. Ce mouvement de gaz implique également le transfert d'énergie.

La convection dans les grands corps stellaires comme les étoiles se produit lorsque des gaz plus chauds du noyau se déplacent vers l'extérieur et libèrent leur énergie tandis que les gaz plus froids de la région externe de l'étoile retournent dans la zone plus chaude du noyau. Ce phénomène explique comment les étoiles émettent de la chaleur et de l'énergie.

La convection est également notée dans les atmosphères des planètes où de gros morceaux d'atmosphère se déplacent régulièrement des zones chaudes et des zones plus froides. Dans ce cas, l'air ou les gaz chauds montent en raison de la diminution de la densité et finissent par se refroidir lorsqu'ils consomment leur chaleur et leur énergie et se déplacent à nouveau vers le bas pour être réchauffés par la surface qui recommence le cycle. Un concept clé pour comprendre la convection est la loi des gaz combinés qui établit la relation entre la température, la pression et le volume.


Y a-t-il de la convection dans le manteau de Mars ? - Astronomie

Les données des engins spatiaux ainsi que les observations terrestres acquises au cours des quarante dernières années ont révélé de nombreuses similitudes entre les quatre planètes intérieures. Il est généralement admis que Mercure, Vénus, la Terre et Mars se sont formés à partir de l'accrétion dans la nébuleuse solaire en fonction de leurs âges de surface, densités et direction de révolution similaires autour du Soleil. Parce que le refroidissement net de la Terre est largement contrôlé par la convection du manteau, il est probable que la convection du manteau a également joué un rôle dans l'évolution thermique de Mercure, Vénus et Mars. Il existe des preuves implicites de la convection interne sur Terre en raison des crêtes océaniques et des mouvements des plaques de surface, mais il est difficile de déterminer si les autres planètes intérieures subissent ou ont subi une convection du manteau. L'hypothèse faite par les planétologues est que les grands corps terrestres contenant des concentrations de sources de chaleur radiogénique comparables à celle de la Terre doivent en quelque sorte transférer leur chaleur interne à la croûte d'une manière similaire à la Terre. Étant donné que l'échappement de chaleur entraîne probablement la convection thermique dans le manteau, il est peu probable que la convection du manteau n'ait pas existé sur les autres planètes terrestres. Les formes possibles de convection sur Mercure, Vénus et Mars sont les événements de renversement du manteau, la convection à petite échelle, la convection induite par les bords, les panaches du manteau et la convection induite par impact localisé.

Dans cette recherche, la possibilité de convection sur Mars et Mercure et son implication dans l'évolution thermique de chaque planète est examinée. En particulier, le rôle d'un ou plusieurs panaches du manteau dans la formation de l'élévation de Tharsis, de Mars et de la convection lente dans un manteau mercurien comme moyen de maintenir une dynamo centrale sont abordés. La planète Vénus est plus compliquée en raison de la température et de la pression élevées à la surface. La convection du manteau existe probablement sur Vénus, mais l'absence de tectonique des plaques empêche un refroidissement efficace du manteau. Les sujets spécifiques à traiter par la modélisation de l'évolution thermique sont l'effet des températures de surface élevées sur la convection du manteau et si les processus dynamiques du manteau peuvent soutenir la topographie élevée observée. Étant donné que les modèles numériques 1D simplifient à l'excès les équations complètes du mouvement de convection, cette recherche utilise des géométries cartésiennes 2D, sphériques axisymétriques 2D et sphériques 3D.


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L'évolution de Mars. / Dohm, J. M. Miyamoto, H. Maruyama, S. Baker, V. R. Anderson, R. C. Hynek, B. M. Robbins, S. J. Ori, G. Komatsu, G. Maarry, M. R.El Soare, R. J. Mahaney, W. C. Kim, K. J. Hare, T. M.

Mars : évolution, géologie et exploration. Nova Science Publishers, Inc., 2013. p. 1-33.

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entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers. Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs des provinces) : l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .",

N1 - Copyright : Copyright 2014 Elsevier B.V., Tous droits réservés.

N2 - Une hypothèse géologique globale, GEOMARS, explique de manière cohérente de nombreux aspects de l'histoire géologique de Mars. Cela comprend des terrains géologiques anciens qui comprennent des chaînes de montagnes, des bassins à contrôle structurel, des promontoires hautement dégradés, des anomalies magnétiques et des séquences empilées contenant des bassins de dépôts sédimentaires. En outre, la théorie clarifie également une planète de plus en plus diversifiée sur le plan minéralogique, des paysages sculptés marins, lacustres, fluviaux, éoliens et glaciaires, et des superplumes qui ont dominé les histoires géologiques, hydrologiques et climatiques pendant plus de 3,5 Ga jusqu'à présent. L'hypothèse comprend huit étapes majeures de l'évolution géologique martienne (du plus ancien au plus jeune) : Étape 1 - peu après l'accrétion, Mars se différencie en un noyau métallique liquide, une limite mantellique (MBL) de phases minérales silicatées à haute pression, manteau supérieur, magma océan, croûte komatiitique mince et atmosphère de vapeur convective Étape 2 - Mars se refroidit pour condenser son atmosphère de vapeur et transforme son mode de convection du manteau en tectonisme des plaques la subduction de la croûte océanique riche en eau initie le volcanisme d'arc et transfère l'eau, les carbonates et les sulfates vers la manteau Étape 3 - la dynamo du noyau s'amorce, avec la magnétosphère associée et la production photosynthétique possible d'oxygène Étape 4 - l'accrétion de la croûte continentale épaissie et la subduction de la croûte océanique hydratée vers la couche limite du manteau et le manteau inférieur de Mars se poursuit Étape 5 - le noyau la dynamo s'arrête pendant le bombardement intensif de Noachian mais la tectonisme des plaques se poursuit Étape 6 - de grands impacts de formation de bassin entraînent Hellas, La tectonisme des plaques d'Argyre, d'Isidis et de Chryse se termine et le superplume de Tharsis (

entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers. Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs provinces): l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .

AB - Une hypothèse géologique globale, GEOMARS, explique de manière cohérente de nombreux aspects de l'histoire géologique de Mars.Cela comprend des terrains géologiques anciens qui comprennent des chaînes de montagnes, des bassins à contrôle structurel, des promontoires hautement dégradés, des anomalies magnétiques et des séquences empilées contenant des bassins de dépôts sédimentaires. En outre, la théorie clarifie également une planète de plus en plus diversifiée sur le plan minéralogique, des paysages sculptés marins, lacustres, fluviaux, éoliens et glaciaires, et des superplumes qui ont dominé les histoires géologiques, hydrologiques et climatiques pendant plus de 3,5 Ga jusqu'à présent. L'hypothèse comprend huit étapes majeures de l'évolution géologique martienne (de la plus ancienne à la plus jeune): Étape 1 - peu de temps après l'accrétion, Mars se différencie en un noyau métallique liquide, une limite mantellique (MBL) de phases minérales silicatées à haute pression, manteau supérieur, magma océan, croûte komatiitique mince et atmosphère de vapeur convective Étape 2 - Mars se refroidit pour condenser son atmosphère de vapeur et transforme son mode de convection du manteau en tectonisme des plaques la subduction de la croûte océanique riche en eau initie le volcanisme d'arc et transfère l'eau, les carbonates et les sulfates vers le manteau Étape 3 - la dynamo du noyau s'amorce, avec la magnétosphère associée et la production photosynthétique possible d'oxygène Étape 4 - l'accrétion de la croûte continentale épaissie et la subduction de la croûte océanique hydratée vers la couche limite du manteau et le manteau inférieur de Mars se poursuit Étape 5 - le noyau la dynamo s'arrête pendant le bombardement intensif de Noachian mais la tectonisme des plaques se poursuit Étape 6 - de grands impacts de formation de bassin entraînent Hellas, La tectonisme des plaques d'Argyre, d'Isidis et de Chryse se termine et le superplume de Tharsis (

entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers. Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs des provinces): l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .


Sonder le manteau avec les bonnes roches et les bonnes expériences

Comme indiqué ci-dessus, les basaltes planétaires sont des sondes fiables de la composition de l'intérieur. Le problème est que l'enregistrement de la composition du manteau est rendu moins lisible par tout ce qui est arrivé au magma lorsqu'il a migré de son lieu de naissance du manteau vers la surface (cristallisation partielle en profondeur, réactions avec des roches crustales plus anciennes) et comment le basalte cristallisé a été affecté par la surface processus tels que les réactions avec les eaux de surface. Cela conduit les cosmochimistes à rechercher des magmas primaires et des mdashrocks dont les compositions chimiques en vrac représentent une fonte partielle du manteau. C'est un peu comme chercher le Saint Graal. Une fois trouvés, les expériences et la modélisation géochimique peuvent être utilisées pour déduire des paramètres de composition clés sur le manteau et sur la pression (donc la profondeur) et la température auxquelles un magma s'est formé.

Les géochimistes identifient les magmas primaires en recherchant des roches ignées (presque toujours des coulées de lave) qui ont une teneur élevée en Mg/(Mg+Fe), à ​​la fois dans une analyse chimique en vrac et dans des analyses de l'intérieur des cristaux d'olivine. Le Mg/(Mg+Fe) élevé indique que peu de cristallisation fractionnée a eu lieu. De plus, les éléments qui entrent facilement dans l'olivine (généralement parmi les premiers minéraux à cristalliser), tels que le nickel et le chrome, sont plus élevés que dans les magmas évolués qui ont subi une cristallisation fractionnée. Les fontes primaires sont idéales pour utiliser des expériences à haute température et pression pour trouver les conditions dans lesquelles deux minéraux ou plus coexistent avec une fonte (magma). La pression et la température lorsque cela se produit dans les expériences fournissent une bonne estimation de la pression et de la température à l'intérieur, donc de la profondeur d'origine. De plus, les compositions des minéraux fournissent des données sur la composition chimique de l'intérieur, comme le très utile Mg/(Mg+Fe). Voir P S R D article : Presser les météorites pour révéler le manteau martien.

Quatre météorites ont été considérées comme primaires ou proches. D'après des expériences utilisant des mélanges de poudres avec les compositions des météorites, ces magmas primaires semblent s'être séparés de leurs régions sources du manteau à des pressions correspondant à des profondeurs comprises entre 90 et 150 kilomètres (voir schéma ci-dessous). C'est dans le manteau supérieur, un endroit parfaitement raisonnable pour qu'elles se forment par fusion partielle. Un certain nombre de roches ont été analysées par des instruments à bord des rovers Spirit et Opportunity, mais seulement deux (appelées Fastball et Humphrey) ont été utilisées pour des expériences de multi-saturation. Ils semblent s'être séparés de leurs régions d'origine du manteau à des profondeurs de 80 à 100 kilomètres.

Pressions expérimentales et calculées (donc profondeurs, axe de droite) et températures auxquelles les roches martiennes se sont formées. Les météorites (symboles verts) et les roches de surface sont incluses. Les profondeurs inférées correspondent au manteau supérieur de Mars. La ligne pointillée montre comment la température de fusion initiale de la composition de Wänke-Dreibus Mars varie avec la pression (profondeur), elle est basée sur des expériences. En raison des éléments FeO et alcalins plus élevés sur Mars, une courbe similaire pour la Terre serait de 30 à 50 degrés Celsius plus chaude. Les lignes pleines sont des exemples de la façon dont la température d'une parcelle de roche varie à l'intérieur de Mars si elle est déplacée d'une pression inférieure à une pression supérieure sans perdre de chaleur, la différence de température résulte du travail effectué pour comprimer ou dilater la parcelle. Pris ensemble, les données et les calculs indiquent des magmas basaltiques martiens séparés de leurs régions sources du manteau à des profondeurs comprises entre 80 et 150 kilomètres.

Justin Filiberto (Southern Illinois University) et Rajdeep Dasgupta (Rice University) ont rendu compte de calculs géochimiques basés sur des expériences de partitionnement d'éléments. Les calculs indiquent une formation à des profondeurs de 50 à 160 km. Filiberto et Dasgupta ont également estimé que les basaltes ont commencé à fondre (vraisemblablement dans des panaches ascendants de manteau chaud) à des profondeurs allant de 230 à 425 kilomètres et que le manteau martien, même dès la période noachienne (il y a plus de 3,5 milliards d'années) , était jusqu'à 200 degrés Celsius plus froid que le manteau de la Terre primitive. Ceci est cohérent avec le refroidissement plus rapide du corps plus petit, mais soulève des questions sur la façon dont les régions sources du manteau pour les jeunes shergottites (toutes âgées de moins de 500 millions d'années) pourraient devenir suffisamment chaudes pour fondre.

La grande histoire de la fonte dans le manteau martien a été esquissée, mais les détails n'ont pas été renseignés. Les concentrations d'éléments alcalins (potassium et sodium en particulier) affectent la température de fusion, mais nous ne connaissons pas leurs abondances, comment elles varient. dans tout le manteau, et combien réside dans la croûte. Cela affecte grandement les températures de fusion du manteau et la façon dont elles ont pu varier avec le temps en raison du transfert d'alcalis à la surface. En fait, nous ne connaissons pas la vitesse à laquelle les éléments producteurs de chaleur que sont le potassium, l'uranium et le thorium ont été extraits du manteau et déposés dans la croûte en croissance, obscurcissant davantage notre vision de l'évolution du manteau. La conférence a présenté des discussions intéressantes sur le transfert de chaleur du noyau au manteau et même inversement, et sur l'histoire de la convection dans le noyau métallique. Une incertitude majeure dans la production de magma du manteau est le rôle des impacts au début de l'histoire martienne, comme discuté par James Roberts (Applied Physics Laboratory de l'Université Johns Hopkins). Herb Frey (Goddard Space Flight Center) a identifié 20 bassins d'impact de plus de 1 000 kilomètres et cinq bassins d'impact de plus de 2 500 kilomètres, qui se sont tous formés au début de l'histoire martienne lorsque la plus grande partie de la croûte a été produite. (Voir la section sur les bassins dans P S R D article : Un âge plus jeune pour la plus ancienne météorite martienne.)


Convection du manteau sur les planètes terrestres

Toutes les planètes rocheuses de notre système solaire, y compris la Terre, se sont initialement formées beaucoup plus chaudes que leur environnement et se sont depuis refroidies dans l'espace pendant des milliards d'années. La chaleur résultante libérée des intérieurs planétaires alimente le flux convectif dans le manteau. Le manteau est souvent la partie la plus volumineuse et/ou la plus rigide d'une planète et agit donc comme le goulot d'étranglement pour le transport de la chaleur, dictant ainsi la vitesse à laquelle une planète se refroidit. Le flux du manteau entraîne une activité géologique qui modifie les surfaces planétaires par le biais de processus tels que le volcanisme, l'orogenèse et le rifting. Sur Terre, les principaux courants convectifs dans le manteau sont identifiés comme des upwellings chauds tels que des panaches du manteau, des plaques froides qui s'enfoncent et le mouvement des plaques tectoniques à la surface. Sur d'autres planètes terrestres de notre système solaire, le flux du manteau est principalement caché sous une surface rocheuse qui reste stagnante pendant des périodes relativement longues. Même si ces surfaces planétaires ne participent pas à la circulation convective, elles se déforment en réponse aux courants sous-jacents du manteau, formant des caractéristiques géologiques telles que des couronnes, des coulées de lave volcanique et des crêtes de rides. De plus, l'échange de matière entre l'intérieur et la surface, par exemple par la fonte et le volcanisme, est une conséquence de la circulation mantellique et modifie en permanence la composition du manteau et de la croûte sus-jacente. La convection du manteau régit l'activité géologique et l'évolution thermique et chimique des planètes terrestres et la compréhension des processus physiques de la convection nous aide à reconstruire l'histoire des planètes sur des milliards d'années après leur formation.

Mots clés

Sujets

Convection du manteau

L'intérieur des planètes terrestres comprend trois couches principales : un noyau métallique au centre recouvert d'un manteau rocheux, qui est à son tour enveloppé par une croûte rocheuse. Les compositions et épaisseurs exactes de ces couches, ainsi que leur évolution thermique et chimique dans le temps, varient d'une planète à l'autre en fonction de leur taille, de leur distance au soleil, de l'histoire de leur formation, entre autres facteurs. Cependant, le point commun à toutes les planètes terrestres de notre système solaire, et même à certaines de ses plus grandes lunes, est que leurs manteaux subissent des mouvements convectifs, dans lesquels la matière chaude flottante s'élève de l'intérieur profond et la matière lourde et froide près de la surface s'enfonce.

La convection du manteau est le mécanisme dominant par lequel les planètes se refroidissent et subissent une ségrégation chimique. L'écoulement du manteau induit un mouvement dans la croûte sus-jacente, ce qui peut conduire à des phénomènes tels que des volcans, des tremblements de terre et (uniquement pour la Terre) la tectonique des plaques. En fin de compte, la convection du manteau régit l'évolution des surfaces et des intérieurs planétaires.

Les caractéristiques fondamentales de tout système convectif comprennent les limites froides et chaudes (par exemple, les limites externe et interne du manteau, respectivement) et un fluide entre les deux limites sur lesquelles la gravité agit pour déplacer les matériaux chauds et froids. Les courants verticaux d'upwelling chaud et de downwelling froid sont reliés le long des limites horizontales par les couches limites thermiques chaudes et froides (TBL) : une TBL chaude en bas et une TBL froide en haut. Les TBL sont l'endroit où la chaleur est conduite rapidement à travers les limites dans ou hors du manteau agité par convection. Les grands gradients thermiques à travers les TBL, par opposition à une augmentation progressive de la température de haut en bas, sont ce qui fait de la convection thermique un mécanisme si efficace pour le transfert de chaleur.

Dans les manteaux planétaires, les courants convectifs peuvent déformer et modifier chimiquement les limites supérieure et inférieure. Leur effet sur les surfaces planétaires est particulièrement intéressant, car cette partie peut être plus facilement observée et utilisée pour interpréter le fonctionnement du manteau sous-jacent. Par exemple, les courants ascendants chauds du manteau peuvent générer un soulèvement de surface, considéré comme des sommets topographiques, ou induire une activité volcanique, lorsque la matière chaude fond et éclate en s'approchant de la surface. Les laves extrudées sur les surfaces planétaires enregistrent la présence et l'évolution des régions chaudes du manteau et peuvent être utilisées pour déduire la température, la chimie et la vitesse d'écoulement du manteau. De même, les courants descendants peuvent donner lieu à des dépressions topographiques, car le matériau du manteau descendant tire la surface vers le bas. Dans le cas peut-être unique de la Terre, la couche limite thermique froide supérieure est subdivisée en plaques tectoniques, qui se déplacent les unes par rapport aux autres et s'enfoncent dans le manteau au niveau des zones de subduction. La vitesse à laquelle une planète recycle la matière froide dans le manteau détermine en grande partie sa vitesse de refroidissement.

Naturellement, plus d'observations sont disponibles pour la surface et le manteau de la Terre que pour les autres planètes. Ainsi, notre compréhension des intérieurs planétaires et de leurs manifestations de surface est largement façonnée par ce que l'on sait de notre planète d'origine, ainsi que par notre compréhension des processus fondamentaux qui régissent la convection du manteau, tels que la physique du transport de chaleur et la déformation des roches. .

Dans ce qui suit, les différentes composantes de l'écoulement du manteau convectif sur Terre sont décrites, en suivant la trajectoire du matériau au fur et à mesure qu'il forme des plaques tectoniques traversant la surface de la Terre, qui s'enfoncent ensuite dans le manteau sous forme de dalles de subduction froides qui finissent par empiéter sur le noyau et s'y écouler latéralement. -à la limite du manteau, une partie de ce matériau remonte à travers le manteau sous forme de panaches du manteau, tandis que la majeure partie monte largement dans le cadre de la circulation tectonique globale, fermant ainsi la boucle. Les courants convectifs sur d'autres planètes terrestres sont également discutés, bien que notre compréhension de ceux-ci soit moins certaine en raison de moins de contraintes d'observation. Nous étudierons ensuite la physique sous-jacente de la convection, qui constitue la base pour comprendre comment la convection du manteau est à la fois similaire et différente des théories classiques de l'écoulement convectif et comment cette physique nous permet de déduire la dynamique du manteau sur Terre et d'autres planètes telluriques.

Manteau de haut en bas

L'un des plus grands défis dans les études des manteaux planétaires est leur inaccessibilité pour les observations directes. La structure et les propriétés physiques des intérieurs planétaires doivent être déduites de mesures indirectes telles que les observations par satellite de la gravité, de la topographie de surface (Figure 2) et des champs magnétiques (Phillips & Ivins, 1979), voir Sohl et Schubert (2015) pour plus d'informations. examen récent. De plus, l'analyse des météorites collectées à la surface de la Terre contraint la chimie de certaines autres planètes, ainsi que les éléments constitutifs de notre propre planète. La Terre est particulière en ce sens, car, en plus des mesures à distance, les scientifiques ont accès à une multitude d'échantillons géologiques et peuvent effectuer des observations sismologiques de l'intérieur. La plupart de ce que nous savons sur l'intérieur de la Terre est obtenu indirectement à partir de l'analyse des ondes sismiques, qui sont déclenchées par de puissants tremblements de terre et se propagent à travers le manteau et le noyau. Les ondes sismiques se déplacent plus rapidement à travers des roches plus rigides. Dans le manteau, les roches deviennent plus denses, et donc plus rigides, lorsqu'elles sont exposées à des pressions plus élevées à des profondeurs plus importantes. L'augmentation résultante avec la profondeur des vitesses sismiques mesurées peut ainsi être utilisée pour déduire la structure de densité du manteau. Lorsque les ondes sismiques traversent de brusques changements dans les propriétés des matériaux (par exemple, la densité), telles que les limites entre la croûte felsique et le manteau mafique (ou le manteau de silicate et le noyau métallique), elles sont partiellement réfléchies, et ces signaux réfléchis nous permettent pour déterminer les limites des principales couches composant l'intérieur de la Terre. De plus, la roche chaude est généralement plus molle et plus facilement compressée, par conséquent les ondes sismiques sont plus lentes à traverser un tel matériau, contrairement aux roches froides, qui sont plus rigides. Les variations du temps de parcours des ondes sismiques qui en résultent peuvent être utilisées pour déduire des images du manteau montrant des régions « chaudes » (sismiques lentes) et « froides » (rapides), ressemblant beaucoup à une échographie du manteau.

La distance au centre de la Terre est d'environ 6 400 km, dont le manteau comprend environ 2 900 km, pris en sandwich entre la croûte mince (épaisseur moyenne d'environ 20 km : 7 km dans l'océan et 40 km dans les continents) et le noyau de fer ( rayon d'environ 3 500 km). Bien que le noyau soit plus épais, le manteau l'enveloppe et constitue ainsi environ 80 % du volume de notre planète (Figure 1, Figure 3). La taille et la densité similaires de la Terre et de Vénus, qui ont un rayon total d'environ 6 100 km, font qu'il est probable que les épaisseurs du noyau et du manteau vénusiens soient similaires à celles de la Terre (Figure 1). Avec un rayon total d'environ 3 400 km, Mars est le troisième plus grand corps terrestre du système solaire (Figure 1). Les mesures combinées de la masse martienne, du moment d'inertie (c'est-à-dire de la résistance inertielle à la rotation) et de l'analyse chimique des météorites martiennes nous indiquent que le rayon du noyau martien est d'environ 1 400 km, laissant environ 1 900 km à relever. par le manteau et 100 km par la croûte (Harder, 1998). La distribution de masse radiale de Mercure est inhabituelle par rapport à d'autres corps terrestres (Figure 1), en ce que la majeure partie est occupée par un noyau métallique dense, d'environ 2 020 km de rayon, recouvert d'un manteau de 400 km d'épaisseur (Hauck et al., 2013) et une croûte de 50 km d'épaisseur (Smith et al., 2012).

Figure 1. Vues en coupe de l'intérieur de quatre planètes telluriques du système solaire. Reproduit à partir de Solarviews.

Alors que les noyaux métalliques se sont probablement séparés des manteaux au début de l'histoire planétaire (c'est-à-dire au cours des premières dizaines de millions d'années de la vie du système solaire) (Kleine, Münker, Mezger, & Palme, 2002), la ségrégation des la croûte du manteau est toujours en cours, comme en témoigne le volcanisme récent, observé sur toutes les planètes terrestres à l'exception de Mercure, où l'activité magmatique mondiale semble avoir cessé il y a environ 3,5 Gyr (Namur & amp Charlier, 2017). La fonte du manteau à faible profondeur (la profondeur exacte dépend de la température et de la composition) est induite par la décompression et conduit au magmatisme qui forme la croûte mafique (ou pauvre en silice) (telle que la croûte océanique sur Terre). Plus précisément, à mesure que le matériau du manteau ascendant se rapproche de la surface, vers une pression plus basse, sa propre température change peu (elle diminue légèrement par la décompression « adiabatique », expliquée plus en détail dans la section « Bases de la convection thermique »), mais la température à laquelle il fond diminue rapidement (essentiellement, la diminution de la pression de confinement facilite la mobilisation des molécules dans une masse fondue). À une certaine profondeur (généralement entre quelques 10s à 100 km, selon la température), la température du manteau d'upwelling dépasse la température de fusion et subit la fonte. Le manteau est composé de différents composants chimiques et chacun a sa propre température de fusion.Le matériau qui peut fondre à des pressions plus élevées (généralement un matériau plus riche en silice avec une température de fusion plus basse) fond en premier, gèle en dernier et est généralement chimiquement moins dense et remonte donc à la surface sous forme de croûte plus légère. Le matériau du manteau plus réfractaire (c'est-à-dire plus difficile à fondre, pauvre en silice et plus lourd) peut fondre peu ou pas du tout, et une grande partie reste dans le manteau. Une telle "libération de pression" fondant dans des courants verticaux chauds, tels que des panaches du manteau provenant du manteau plus profond, ou par une remontée passive sous les dorsales médio-océaniques (actuellement connues uniquement sur Terre), est vitale pour la ségrégation chimique du manteau et développement de la croûte océanique (et peut-être des premiers noyaux de la croûte proto-continentale au début de l'histoire de la Terre).

Figure 2. Topographie globale (rangée du haut) et anomalie gravitationnelle totale (rangée du bas) des quatre planètes terrestres du système solaire (modifiée à partir de Wieczorek, 2015). La topographie est référencée au géoïde, qui est une surface équipotentielle sur laquelle la somme des énergies potentielles gravitationnelle et centrifuge a la même valeur, et qui sur Terre correspondrait au niveau de la mer.

La fonte dans les zones de subduction (qui n'est également connue que sur Terre) est plus compliquée que la fonte aux dorsales médio-océaniques ou aux points chauds, mais est responsable de la majeure partie de la production de la croûte continentale (voir aussi Stein & Ben-Avraham, 2015 ). Pour les zones de subduction, la fonte est facilitée par l'eau. Les plaques tectoniques entrant dans une zone de subduction ont généralement été submergées sous l'eau pendant des centaines de millions d'années. Lorsque les premiers basaltes sont extrudés au niveau des dorsales médio-océaniques, ils réagissent avec l'eau et produisent des minéraux hydriques, tels que l'amphibole et la serpentine. Les sédiments emportés par les continents et les îles dans l'océan sont également généralement hydratés. Lorsqu'une plaque atteint la zone de subduction, bon nombre de ses minéraux hydratés sont entraînés avec la plaque dans le manteau (bien que de nombreux sédiments restent à la surface pour former des prismes d'accrétion). Une fois que les minéraux entraînés atteignent environ 100 km ou plus, ils sont instables dans des conditions de température et de pression plus élevées, et ils libèrent leur eau dans le coin du manteau au-dessus de la dalle, qui à son tour s'hydrate modérément. La roche hydratée du manteau fond plus facilement que la roche sèche du manteau (le remplacement de l'hydrogène affaiblit les liaisons minérales), et donc même à des températures « modérées » du manteau à côté d'une plaque froide, le matériau du manteau humide fondra partiellement et la phase de fusion percolera. à la surface. Cette phase de fonte originale est basaltique (comme typique de la fonte du manteau) mais plus froide que les basaltes dérivés du panache. Ainsi, lorsque cette fonte froide/humide entre en contact avec des roches crustales (qui se sont formées par des événements de fusion antérieurs), elle refond les minéraux riches en silice, qui sont les plus faciles à fondre, mais pas les plus réfractaires pauvres en silice ou « mafiques ” (par exemple, basalte sec). Les roches riches en silice refondues sont séparées et montent pour produire, par exemple, des magmas granitiques. En effet, le granit a tendance à être le produit final d'une telle fusion répétée, et c'est le composant principal de la croûte continentale.

À l'exception des très petites portions du manteau où a lieu la fusion, la plupart des manteaux terrestres sont actuellement constitués de roches solides, malgré leur comportement mécanique fluide à l'échelle des temps géologiques. Les grandes épaisseurs de ces manteaux (à l'exception du mercure) signifient que leurs matériaux constitutifs subissent une large gamme de conditions de température et de pression avec la profondeur. Par exemple, la pression du manteau sur Terre (probablement similaire à Vénus) augmente de haut en bas d'environ 140 GPa (environ 1,4 million d'atmosphères de pression) et la température de 3 500 Kelvin (probablement moins de quelques centaines de K sur Vénus, en raison de son température de surface plus élevée) La pression et la température martiennes augmentent d'environ 23 GPa et 2 800 K, respectivement, à travers le manteau (Schubert & Spohn, 1990 Harder, 1998) ces conditions extrêmes affectent fortement les propriétés physiques des roches, y compris leur structure minéralogique, leur densité, viscosité, entre autres.

La viscosité est la résistance du matériau à la déformation sous une force ou une contrainte appliquée. Plus la viscosité est élevée, plus la résistance à l'écoulement est élevée. Par exemple, la viscosité de l'eau est de l'ordre de 10 –3 Pa.s et celle du miel est d'environ 1–10 Pa.s, toutes deux à température ambiante, tandis que celle du manteau varie entre 1019 et 1023 Pa.s. La viscosité du manteau varie avec la pression, la température et la composition. Bien qu'il reste des incertitudes sur les variations de composition du manteau, les profils de profondeur de pression et de température, au moins pour la Terre, sont relativement bien contraints. La viscosité des roches du manteau augmente avec l'augmentation de la pression mais diminue avec l'augmentation de la température. Généralement, l'effet le plus fort sur la viscosité est celui de la température, qui permet des variations de plusieurs ordres de grandeur de la viscosité. Cependant, pour la majeure partie de la profondeur du manteau (à l'exclusion des TBL en haut et en bas de quelques centaines de kilomètres), la température ne varie que progressivement le long d'un profil adiabatique. Ainsi, le profil de profondeur de viscosité est dominé par les variations de pression (Steinberger & Calderwood, 2006 Steinberger, Werner, & Torsvik, 2010). Pour la Terre, les effets combinés de l'augmentation de la pression avec la profondeur avec les transitions de phase minéralogique (discuté ci-après) provoquent une augmentation de la viscosité jusqu'à trois ordres de grandeur à travers le manteau.

Les minéraux du manteau peuvent avoir différentes géométries d'arrangement atomique (structures cristallines) à différentes pressions et températures. Le passage d'un arrangement atomique à un autre s'appelle une transition de phase : ou communément pour le manteau, une transition de phase solide-solide, puisque le matériau reste à l'état solide lorsqu'il se transforme en une autre phase. Ainsi, un matériau peut avoir une structure cristalline (ou phase) à basse pression, mais une fois que la pression atteint une valeur critique, le matériau s'organise en un état plus compact et de plus haute densité, qui a alors une plus grande résistance à la compression. Le premier changement de phase majeur dans le manteau terrestre se produit à une profondeur de 410 km, où l'olivine (qui est le principal minéral composant le manteau supérieur) passe au même matériau avec une structure de wadsleyite (Katsura et al., 2004), et cela implique une augmentation modérée de la densité de 5 % à 8 % (Dziewonski & Anderson, 1981). La wadsleyite se transforme en ringwoodite à 520 km de profondeur (Ita & Stixrude, 1992), avec une augmentation de densité associée de 1 à 2 % (Dziewonski & Anderson, 1981). Le plus grand changement de phase se produit de la ringwoodite à la pérovskite/magnésiowüstite à 660 km de profondeur (Katsura et al., 2003), avec une augmentation de la densité de 10 à 11 % (Dziewonski & Anderson, 1981) et implique une augmentation de la viscosité d'environ un facteur de 30 (Hager, 1984 Ricard, Fleitout, & Froidevaux, 1984). Les changements de phase de 410 km et 660 km sont les deux changements de phase globalement contigus les plus remarquables du manteau terrestre, et la région entre eux est appelée la zone de transition, car c'est là que se produisent la plupart des transitions minéralogiques, sur une région relativement étroite. (Ringwood, 1991). Le manteau au-dessus de la zone de transition est généralement identifié comme le manteau supérieur (bien que dans certains articles et livres, le manteau supérieur inclut la zone de transition), et celui en dessous est le manteau inférieur. Les profils de température et de pression, qui avec la composition déterminent la profondeur à laquelle se produisent les transitions de phase, sont plus incertains pour l'intérieur des autres planètes telluriques. Néanmoins, il a été estimé que la transition olivine à wadsleyite se produit à environ 450-580 et 1 000-1 500 km de profondeur sur Vénus et Mars, respectivement, tandis que la transition ringwoodite-pérovskite se produit à environ 710 et 1 910 km de profondeur sur Vénus et Mars, respectivement. (Ito & Takahashi, 1989 Harder, 1998 Katsura et al., 2004). Le manteau de Mercure semble être trop mince pour qu'il puisse supporter des transitions de phase.

Il existe des preuves sismologiques d'autres changements de phase dans le manteau terrestre, bien que ceux-ci soient moins bien résolus et, dans certains cas, ne semblent pas être globaux : ainsi, leur effet sur la convection du manteau ne sera que brièvement mentionné.

Budget de chaleur du manteau

Le moteur ultime du flux du manteau est que les planètes se refroidissent dans l'espace alors qu'elles s'équilibrent inexorablement avec le reste de l'univers beaucoup plus froid. Une source majeure de chaleur dans le manteau est l'énergie cinétique délivrée à l'intérieur des planètes par les impacts des planétésimaux lors de l'accrétion, une autre est l'énergie gravitationnelle libérée lors de la ségrégation du noyau métallique du manteau de silicate. Ceux-ci sont connus collectivement comme des sources de chaleur primordiales. Une autre source de chaleur provient de la désintégration radioactive des isotopes instables, principalement l'uranium ( 238 U), le thorium ( 232 Th) et le potassium ( 40 K), qui sont collectivement appelés sources de chaleur radiogénique. Le taux total de chaleur sortant de la Terre est d'environ 46 TW (Jaupart, Labrosse, Lucazeau, & Mareschal, 2015), tel que mesuré par les jauges de flux de chaleur dans les continents et les océans (voir Turcotte & Schubert, 2014). Environ 20 à 30 % du réchauffement total du manteau terrestre proviendrait du noyau (Jaupart et al., 2015). Le flux de chaleur endogène relativement faible émanant des planètes terrestres, par rapport à la libération radiative du chauffage solaire incident, rend les mesures des flux de chaleur de surface difficiles, et même ainsi, de telles observations ne sont disponibles que pour la Terre et la Lune.

La plupart des éléments radioactifs du manteau sont incompatibles, ce qui signifie que si leur roche hôte subit une fusion partielle, ils ont tendance à se dissoudre ou à se « diviser » en phase liquide. Ainsi, dans le processus de formation de la croûte par la fonte du manteau, les éléments radioactifs incompatibles se répartissent et se concentrent dans la croûte, ce qui a deux conséquences concurrentes pour le bilan thermique du manteau. D'une part, la formation d'une croûte épuise le manteau des éléments producteurs de chaleur. D'autre part, une croûte chauffée par radiogène agit comme une couverture chaude qui empêche le flux de chaleur hors du manteau. La question de savoir si l'effet net de la production crustale est d'aider ou d'empêcher le refroidissement du manteau reste une question à étudier plus avant (Rolf, Coltice, & Tackley, 2012).

La croûte continentale de la Terre, qui est inévitablement extraite du manteau primitif par fusion et refusion, a acquis une concentration particulièrement élevée d'éléments radioactifs incompatibles et produit ainsi une fraction importante de la production nette de chaleur à travers la surface. La soustraction de la contribution au flux de chaleur de surface de la croûte continentale laisse environ 38 TW émanant du manteau et du noyau (Jaupart et al., 2015).

Figure 3. Représentation graphique d'une vue en coupe de la structure de la Terre montrant la croûte, le manteau de convection et le noyau. Les dimensions pertinentes sont que le rayon moyen de la Terre est de 6 371 km la profondeur de la base de la croûte océanique est d'environ 7 km et la croûte continentale d'environ 35 km la base de la lithosphère varie de 0 aux dorsales médio-océaniques à environ 100 km près de la subduction zones la base du manteau supérieur est à 410 km de profondeur, la zone de transition se situe entre 410 km et 660 km de profondeur la profondeur de la base du manteau (la limite noyau-manteau) est de 2890 km et la limite interne noyau-extérieur est à une profondeur de 5150 km. Reproduit de Agneau et Sington (1998).

On ne sait pas actuellement exactement quelle quantité de chaleur produite par le manteau (et le noyau) est due à la chaleur primordiale et quelle quantité est due au chauffage par des éléments radioactifs. L'abondance de sources radiogéniques dans le manteau peut potentiellement être limitée en utilisant les concentrations mesurées d'U, Th et K dans les météorites chondritiques, qui sont censées représenter les éléments constitutifs d'origine des planètes terrestres. Cependant, dans quelle mesure les concentrations de chondrites (sans parler des familles de chondrites) sont représentatives de celles de la majeure partie de la Terre fait encore l'objet d'un débat. L'incertitude quant à l'efficacité du transport de chaleur tout au long de l'histoire de la Terre complique le problème, avec différents modèles proposés couvrant des taux de refroidissement plus efficaces et moins efficaces sur la Terre primitive. Il y a un compromis entre ce qui est supposé pour le bilan des éléments radioactifs et l'efficacité du transport de chaleur du manteau dans le temps. Les concentrations chondritiques d'éléments radioactifs nécessitent que le manteau ait libéré de la chaleur de manière moins efficace dans le passé (Korenaga, 2008). Alternativement, si le mécanisme actuel de transport de chaleur est représentatif de celui de la Terre primitive, alors les sources radiogéniques du manteau doivent être super-chondritiques et impliqueraient également que le manteau contient un réservoir d'éléments producteurs de chaleur non échantillonnés par la tectonique des plaques (puisque nous pas voir ces éléments producteurs de chaleur dans MORB) (Schubert, Stevenson, & Cassen, 1980 Jaupart et al., 2015).

La question de l'efficacité de la convection du manteau à travers l'histoire de la Terre, ainsi que ses caractéristiques sur d'autres planètes, nécessite une compréhension de la façon dont la dynamique du manteau change avec la température variable, la taille de la planète, etc. cette question sera revisitée plus tard, après la physique de base de la convection a été discutée.

Couche limite thermique froide du manteau

La partie externe d'une planète, sa croûte et sa lithosphère, constituent la couche limite thermique froide (TBL), qui est la couche à travers laquelle la chaleur s'échappe de l'intérieur pour espacer le transfert de chaleur à travers la TBL froide se produit principalement par conduction mais est également aidé par le transport volcanique de matière chaude vers la surface. Sur la plupart des planètes terrestres (c'est-à-dire toutes sauf la Terre), la convection du manteau se produit sous la surface tandis que la surface peut se déformer et avoir des laves volcaniques placées dessus, elle reste en place pendant des périodes beaucoup plus longues que l'échelle de temps caractéristique du manteau renverser. Ce mode de refroidissement par convection est appelé « convection du couvercle stagnant », le couvercle étant la partie du TBL qui ne participe pas à l'écoulement du manteau convectif, et les planètes se refroidissant dans ce mode sont appelées « planètes à une plaque ». Le couvercle peut s'épaissir avec le temps en raison du refroidissement, de la compression en réponse aux courants sous-jacents du manteau ou de l'enfouissement sous les laves placées dessus (Moore, Simon, & amp Webb, 2017). L'épaississement de la croûte basaltique peut pousser sa partie la plus basse dans des profondeurs où elle se transforme en éclogite. Sur Terre, Vénus, Mars et Mercure, la transition basalte-éclogite se produit à environ 45, 50, 65 et 100 km de profondeur, respectivement, la profondeur exacte dépendant de la température (Arndt & Goldstein, 1989 Spohn, 1991 Babeyko & Zharkov , 2000). L'éclogite est plus dense que le matériau du manteau sous-jacent et est donc gravitationnellement instable et susceptible de s'enfoncer dans le manteau, un processus connu sous le nom de délaminage. Sur les planètes à une seule plaque, des épisodes de délaminage lithosphérique agissent éventuellement pour amincir le couvercle stagnant, voire le supprimer entièrement et sont souvent suivis d'une activité volcanique étendue qui renouvelle efficacement la surface (Turcotte, 1989 Spohn, 1991 Parmentier & Hess, 1992 Morschhauser, Grott, & Bruer, 2011 Ogawa & Yanagisawa, 2011). Il y a de plus en plus de preuves d'une lithosphère vénusienne mobile (plutôt que stagnante, comme on le croyait auparavant). Certaines des caractéristiques topographiques observées sur Vénus, en particulier à proximité de grandes couronnes, ressemblent à des tranchées, indiquant peut-être une subduction (Schubert & Sandwell, 1995 Davaille, Smrekar, & Tomlinson, 2017). De plus, certaines images radar de Vénus ont été interprétées comme des plis et des failles, tous indicatifs d'un mouvement latéral de surface : bien que ce type de structures géologiques puisse être généré par les contraintes du manteau convectif sous-jacent, même si la lithosphère ne circule pas dans le manteau (Harris & Bédard, 2014).

La surface de la planète Terre est unique en ce sens que la majeure partie de celle-ci, à savoir la croûte océanique (qui représente environ 60% de la superficie), est continuellement renouvelée par le processus de la tectonique des plaques. Au lieu d'un TBL supérieur largement stagnant commun à d'autres terrestres, le TBL froid de la Terre est mobile, se déplaçant latéralement le long de la surface planétaire à une vitesse dictée par celle du renversement du manteau. Le taux élevé de rajeunissement de la surface qui en résulte, comme en témoigne le jeune âge de la croûte océanique, généralement inférieur à 200 Myr (Condie, 1997), permet un refroidissement convectif efficace de la planète. La théorie et l'observation de la tectonique des plaques sur Terre, y compris son lien avec l'écoulement du manteau, ont révolutionné notre compréhension de la dynamique et de l'évolution planétaires, et nous en discutons plus en détail dans la section suivante.

La tectonique des plaques : le cas unique de la planète Terre

La surface de la Terre, sa croûte et sa lithosphère, est subdivisée en 12 plaques tectoniques majeures et un certain nombre de plaques mineures ou microplaques (Figure 4). Certaines plaques sont entièrement constituées de lithosphère océanique, tandis que d'autres incorporent également des continents. Les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres, et leur mouvement d'éloignement, de rapprochement ou de dépassement latéral caractérise leurs limites comme divergentes, convergentes ou transformées (ou, en variante, décrochantes), respectivement. Un nouveau matériau de plaque tectonique se forme au niveau des dorsales médio-océaniques (MOR), qui constituent les limites des plaques divergentes en particulier, le matériau du manteau chaud fond partiellement et le magma résultant monte pour entraîner le volcanisme de la dorsale et former une nouvelle croûte océanique. Le matériau résiduel non fondu reste dans le manteau sous la forme de la mince partie appauvrie de la lithosphère. Au fur et à mesure que les plaques s'éloignent des MOR, elles se refroidissent et leur lithosphère s'épaissit en tant que couche limite thermique, devient plus lourde et finit par retomber dans le manteau au niveau des zones de subduction : cela constitue les limites convergentes des plaques. Le mouvement divergent et convergent des plaques est la manifestation de surface du mouvement ascendant et descendant associé aux courants convectifs dans le manteau sous-jacent, qui est souvent aussi appelé la composante poloïdale du flux du manteau (Hager & O'Connell, 1981 Bercovici, Tackley, & Ricard, 2015). Le mouvement de la plaque qui n'est pas directement associé à l'étalement ou à la subduction est associé au cisaillement par décrochement ou à la rotation de la plaque et est également appelé composante toroïdale de l'écoulement. Un tel mouvement n'a pas de source d'énergie directe (telle que la libération d'énergie gravitationnelle pour un écoulement poloïdal), ce qui souligne l'effet important de la rhéologie non linéaire de la roche (c'est-à-dire la façon dont une roche réagit à la contrainte par déformation ou vitesse de déformation) pour coupler indirectement à un mouvement convectif (Kaula, 1980 Bercovici et al., 2015).

L'un des premiers à reconnaître la mobilité de la surface de la Terre fut Alfred Wegener dans sa théorie de la dérive des continents, largement motivée par la corrélation frappante dans la géométrie des marges des différents continents (Wegener, 1924). La théorie de Wegener, cependant, manquait d'un mécanisme physiquement plausible qui fournirait une force motrice suffisante pour que les continents se déplacent à travers la croûte océanique, c'est pourquoi elle a été critiquée et discréditée.Des décennies plus tard, l'accumulation de données de sondage du fond marin et de données magnétiques pendant et après la Seconde Guerre mondiale a fourni des preuves convaincantes de l'étalement du fond marin (Hess, 1962 Vine & Matthews, 1963 Morley & Larochelle, 1964 et voir Tivey, 2007), qui a marqué le début de la révolution de la tectonique des plaques. La théorie de la tectonique des plaques, dans laquelle les plaques comprennent une mosaïque de radeaux contigus recouvrant le manteau - mais se déplaçant tous comme des blocs solides autour de leur propre rotation ou pôles d'Euler - a été articulée en 1968 indépendamment par McKenzie et Parker (1967) et Morgan (1968). ). La tectonique des plaques diffère de la dérive des continents en ce que les continents sont des cavaliers passifs sur le dos des plaques, plutôt que de traverser la lithosphère océanique comme le supposait Wegener. Pendant ce temps, la théorie selon laquelle le manteau convection pour se débarrasser de sa chaleur était devenue plus solide physiquement, générant des prédictions vérifiables de la vitesse d'écoulement et des contraintes, qui se comparaient favorablement aux mesures de la gravité, du géoïde et de la topographie de la Terre (Holmes, 1931 Pekeris , 1935 Hales, 1936 Runcorn, 1962a, 1962b voir Bercovici, 2015).

Figure 4. Les plaques tectoniques actuelles sur Terre. Les noms des plaques principales sont donnés, où les flèches sur certaines des plus grandes plaques indiquent leur direction de mouvement. (Modifié à partir d'une figure complimentée par Pål Wessel, Université d'Hawaï à Manoa.)

Les plaques tectoniques constituent la couche limite thermique froide du système du manteau convectif (c'est-à-dire la couche superficielle refroidie par conduction), composée du manteau différencié (croûte et lithosphère appauvrie) dans la partie supérieure et du manteau lithosphérique froid indifférencié en bas. Il est généralement admis que la tectonique des plaques est la manifestation en surface de la convection du manteau. Ce qui complique cette image est le fait que le matériau du manteau se comporte très différemment lorsqu'il est en profondeur (à des pressions et des températures plus élevées) par rapport à lorsqu'il est près de la surface. Avant de devenir une plaque, le manteau agit comme un fluide très visqueux, sa déformation étant répartie sur des dizaines ou des centaines de kilomètres. En revanche, les plaques tectoniques froides semblent être fortes (presque rigides) à l'intérieur, la plupart de leur déformation étant confinée aux limites des plaques faibles et étroites. En fait, la résistance des plaques semble être suffisamment élevée pour qu'elles ne puissent pas se plier et s'enfoncer dans le manteau, étant donné le forçage convectif disponible (Cloetingh, Wortel & Vlaar, 1989 Solomatov, 1995). Le mécanisme physique responsable de l'affaiblissement des roches crustales et lithosphériques, qui permet finalement la formation de limites de plaques tectoniques, est encore débattu, la plastification, la percolation des fluides et la réduction de la taille des grains étant parmi les principales théories. Néanmoins, comprendre comment le mouvement presque discontinu des plaques résulte de l'écoulement convectif du manteau et comment les plaques fortes se plient et s'enfoncent dans le manteau restent des objectifs majeurs en géodynamique (Bercovici, 1995 Bercovici et al., 2015 Foley & Becker , 2009 Tackley, 2000a, 2000b van Heck & Tackley, 2008).

Flux de descente froide du manteau

À moins que les downwellings du manteau froid n'entraînent des matériaux de surface, comme dans le cas de la tectonique des plaques sur Terre, leur présence est largement cachée à l'observation directe. Cependant, le mouvement des matériaux froids et denses dans le manteau génère une topographie et un signal mesurable dans le champ de gravité de surface. Par exemple, un matériau anormalement dense dans le manteau (comme des courants descendants froids) induit une anomalie positive dans le champ gravitationnel (c'est-à-dire une gravité élevée). Cependant, une partie (ou la totalité) de ce signal positif peut être compensée par la déviation vers le bas induite par l'écoulement de la surface, ce qui génère effectivement une anomalie de masse négative. Pour la Terre, les anomalies sismiques peuvent être imagées indépendamment en utilisant la tomographie sismique, qui peut ensuite être combinée avec la topographie et les mesures de gravité pour contraindre la structure du manteau (Hager, 1984 Ricard et al., 1984 Steinberger et al., 2010). En combinant les observations de la topographie, du volcanisme et des anomalies gravitationnelles, et en utilisant la Terre comme référence pour les propriétés des roches du manteau, il a été démontré qu'il existe des anomalies de densité à grande échelle, probablement induites par des courants convectifs verticaux, dans les manteaux de la Terre, de Mars, et Vénus (Steinberger et al., 2010).

Le flux froid du manteau descendant sur Terre est lié aux zones de subduction à la surface, dont nous parlerons ensuite.

Subduction sur Terre

Au fur et à mesure que la lithosphère océanique s'éloigne d'un centre d'expansion (la dorsale médio-océanique), elle devient plus dense et plus lourde. La flottabilité négative résultante induite thermiquement fait que la plaque finit par s'enfoncer dans le manteau. Les plaques océaniques se plient et coulent vers le bas dans les zones de subduction, formant des tranchées, qui sont les parties les plus profondes de la surface de la Terre, comme la tranchée des Mariannes. Alors que la plupart des zones de subduction sont situées le long des marges continentales où les plaques océaniques et continentales se rencontrent, il existe également des exemples de subduction intra-océanique (par exemple, le système d'arc Izu-Bonin-Mariana le long de la marge orientale de la plaque philippine). L'âge des plaques de subduction varie de 0 (c'est-à-dire des crêtes de subduction) à environ 200 Myr. Dans tous les cas, le downwelling est asymétrique, avec une plaque s'enfonçant sous l'autre, plutôt que deux plaques convergeant et s'enfonçant ensemble (voir Wada & King, 2015).

L'écoulement du manteau convectif est extrêmement lent et laminaire (c'est-à-dire qu'il n'y a pas de transport tourbillonnaire turbulent de quantité de mouvement) en raison de la viscosité élevée du manteau. Par conséquent, la vitesse des dalles qui coulent est bien approchée par leur vitesse terminale, à laquelle la force gravitationnelle tirant les dalles vers le bas est équilibrée par la résistance visqueuse à leur mouvement. La vitesse terminale de la dalle peut être estimée à partir de la flottabilité induite thermiquement d'une dalle et de la viscosité du manteau (voir Davies & Richards, 1992). Le résultat de cette approximation relativement simple est en bon accord avec les observations des vitesses des plaques tectoniques, en particulier pour les plaques océaniques attachées à des plaques appréciables, qui se déplacent à des vitesses de l'ordre de 10 cm/an (Forsyth & Uyeda, 1975).

La tomographie sismique révèle que certaines plaques semblent stagner et se défléchir horizontalement à environ 660 km de profondeur, ce qui correspond à la transition de phase olivine–wadsleyite. D'autres dalles semblent traverser toute la profondeur du manteau, avec peu de déviation. L'augmentation de la viscosité du manteau avec la profondeur provoque l'épaississement des dalles au fur et à mesure qu'elles descendent, comme indiqué dans les modèles de tomographie sismique, en principe, cela se produit parce que la dalle éprouve une résistance plus visqueuse et ralentit, la faisant gonfler ou se déformer efficacement, apparaissant ainsi plus épaisse. Un effet supplémentaire est celui de la diffusion thermique, où les parties les plus profondes de la dalle ont eu plus de temps pour refroidir le manteau environnant. Il convient également de noter que la résolution des modèles de tomographie est médiocre au milieu du manteau, de sorte qu'au moins une partie de l'élargissement peut être un artefact d'imagerie (voir Wada & King, 2015, et les références qui y sont contenues).

Bien qu'au total une dalle de subduction soit froide et lourde, elle est également stratifiée sur le plan de la composition. Sa couche supérieure est le basalte, qui constitue la croûte océanique. Ceci est sous-tendu par la harzburgite, qui constitue la partie appauvrie de la lithosphère. Et enfin, la lherzolite se trouve en bas, qui est la partie indifférenciée du manteau (voir Wada & King, 2015, et les références qui s'y trouvent). Les densités intrinsèques de basalte et de harzburgite sont inférieures à celles du manteau supérieur, ce qui compense partiellement la flottabilité thermique négative croissante de la plaque. Cependant, une fois que la plaque s'enfonce et devient une dalle, ces effets chimiques sont contrecarrés par les transitions vers des phases intrinsèquement plus denses qui se produisent à de plus grandes profondeurs (notamment la transition du basalte à l'éclogite à environ 60 km de profondeur), rendant l'effet net de la lithosphérique stratification compositionnelle sur subduction négligeable (Bercovici et al., 2015). Cependant, une fois que la dalle atteint la limite noyau-manteau (CMB), qui agit comme une limite impénétrable, la dalle cale, se réchauffe, se ramollit et se sépare potentiellement en différents chemins du flux convectif. La ségrégation des dalles est supposée être l'une des principales sources d'hétérogénéité de composition dans le manteau (Hofmann & White, 1982 Coltice & Ricard, 1999 Mulyukova, Steinberger, Dabrowski, & Sobolev, 2015). Que l'hétérogénéité résultante puisse former des anomalies de composition à grande échelle, détectées par tomographie sismique, ou que les différents composants de la dalle soient agités par le flux convectif et homogénéisés mécaniquement reste un domaine de recherche actif.

Lorsqu'une dalle qui s'enfonce dans le manteau inférieur vient heurter le CMB imperméable, elle est déviée horizontalement et induit un écoulement parallèle au CMB. L'écoulement induit par la dalle peut déplacer le matériau qui réside déjà au CMB, et si ce matériau s'avère avoir une composition anormale, il peut être entraîné dans de gros tas d'anomalies détectables sismiquement, telles que les grandes provinces à faible vitesse de cisaillement (Tan, Leng , Zhong, & Gurnis, 2011 Bower, Gurnis, & Seton, 2013). De plus, lorsque la dalle pousse le matériau le long du CMB, la couche limite thermique chaude s'épaissit devant la dalle, ce processus a été supposé déclencher la formation de panache (Weinstein & Olson, 1989 Steinberger & Torsvik, 2012 Dannberg & Gassmöller, 2018 ), discuté dans la section suivante. Si tel est le cas, alors l'écoulement le long du CMB fournit un lien important entre la tectonique des plaques, qui est principalement entraînée par les plaques subductrices et le volcanisme intraplaque généré par les panaches, qui semble autrement être découplé des mouvements des plaques de surface.

Limite noyau-manteau et couche limite thermique chaude du manteau

Le bas du manteau est défini par la limite noyau-manteau (CMB), qui sépare le matériau du manteau de silicate du noyau métallique en fusion sous-jacent. L'efficacité du transport de chaleur à travers le CMB est le facteur déterminant pour la génération de dynamos planétaires : afin de maintenir une dynamo, le matériau de noyau électriquement conducteur doit se déplacer à des vitesses suffisamment élevées, qui à leur tour sont dictées par les vitesses d'écoulement convectif et donc la vitesse de refroidissement du cœur. En plus de la convection thermique, un moyen encore plus efficace de générer une dynamo est la convection chimique, par laquelle le noyau se refroidit en dessous de la température de fusion et le gèle puis expulse ses éléments légers, tels que le soufre et le silicium, qui s'élèvent alors de manière flottante jusqu'à la CMB, inducteur de flux (Stevenson, Spohn, & Schubert, 1983 Braginsky & Roberts, 1995). Le taux de congélation du noyau est, encore une fois, contrôlé par le taux de transport de chaleur à travers le CMB, qui à son tour est limité par le transport de chaleur par convection à travers le manteau. Les observations des champs magnétiques intrinsèques des planètes terrestres peuvent ainsi fournir des informations importantes sur leurs histoires thermiques et leurs états actuels. Par exemple, l'absence apparente de champ magnétique sur Mars (Acuna et al., 1998) est liée à son intérieur relativement froid, indiquant peut-être que son manteau est trop froid pour convecter efficacement la chaleur hors du noyau. Vénus ne semble pas non plus présenter de champ magnétique mesurable (Russell & Elphic, 1979), qui a été lié à son intérieur relativement chaud, le manteau et le noyau étant si chauds que le noyau ne cristallise pas (Stevenson et al., 1983) (au moins actuellement, bien qu'il ait pu subir un certain gel dans le passé). En revanche, la Terre et Mercure possèdent des champs magnétiques importants, indiquant un transport de chaleur rapide à travers le manteau (Ness, Behannon, Lepping, Whang, & Schatten, 1974 Connerney & Ness, 1988 Anderson et al., 2011). De meilleures contraintes sur la composition et la structure intérieure de l'intérieur profond de la Terre, grâce aux données de tomographie sismique et de physique minérale, fournissent une image plus détaillée de la nature du CMB.

Limite noyau-manteau de la Terre

Le CMB est un lieu naturel où s'accumulent des hétérogénéités denses : des matériaux plus lourds que le manteau ambiant mais plus légers que le noyau externe peuvent s'y attarder. De plus, étant donné que le noyau n'échange de chaleur avec le manteau que par conduction, conduisant à une couche limite thermique chaude de 200 à 300 km d'épaisseur, à travers laquelle la température augmente avec la profondeur d'environ 1 000 K, à partir du profil de température ambiante d'environ 2 500 K dans le manteau inférieur à environ 4 000 K au CMB (Calderwood, 1999 Kawai & Tsuchiya, 2009).

Les études sismiques de l'intérieur profond utilisent les vitesses des ondes de compression et de cisaillement et la vitesse du son en vrac, qui sont liées au module de volume (incompressibilité), à la rigidité et à la densité du matériau (Masters, Laske, Bolton, & Dziewonski, 2000). Par exemple, la corrélation entre les anomalies de la vitesse de l'onde de cisaillement et la vitesse du son en vrac peut être utilisée pour déduire les causes physiques d'une anomalie observée. Si l'anomalie est due aux variations de température, alors la vitesse de cisaillement et la vitesse du son en vrac doivent être corrélées (c'est-à-dire, toutes deux positives ou toutes deux négatives), tandis qu'une anticorrélation (anomalies de signe opposé) indique des variations de composition. Il existe de nombreuses preuves de la nature hétérogène du manteau inférieur à partir des observations sismologiques, qui indiquent la présence de variations thermiques et compositionnelles (Figure 5) (Ishii & Tromp, 1999 Garnero, 2004 Garnero & McNamara, 2008 Ritsema, Deuss, Van Heijst , & Woodhouse, 2011). Les principales caractéristiques d'observation de la région du CMB comprennent la discontinuité D", les grandes provinces à faible vitesse de cisaillement (LLSVP) et les zones à ultra-faible vitesse (ULVZ) (Lay, Williams, & Garnero, 1998 Thorne & Garnero, 2004). La discontinuité D" est considérée comme une forte augmentation de la vitesse des ondes de cisaillement avec une profondeur se produisant plusieurs centaines de kilomètres au-dessus du CMB. La partie du manteau entre la discontinuité D” et le CMB est communément appelée couche D”. Le D" varie en épaisseur et semble même absent dans certaines régions, ce qui suggère qu'il ne s'agit pas d'une transition de phase globale, contrairement, par exemple, aux discontinuités de 410 km et 660 km délimitant la zone de transition (voir aussi Hernlund & McNamara, 2015). Une cause possible du D" est la transition de phase solide-solide de pérovskite (Pv) à postperovskite (PPv) (Murakami, Hirose, Kawamura, Sata, & Ohishi, 2004), qui ne se produirait qu'à des pressions mantelliques profondes dans des conditions suffisamment froides. régions, comme à proximité des dalles nouvellement arrivées. La postpérovskite est légèrement plus dense (de 1 % à 2 %) et moins visqueuse (jusqu'à un ordre de grandeur) que la phase de pérovskite, et peut donc agir pour déstabiliser légèrement le matériau du manteau le plus bas, rendant la convection légèrement plus vigoureuse (Tackley, Nakagawa , & Hernlund, 2007 Nakagawa & Tackley, 2011).

Figure 5. Une esquisse simplifiée d'une interprétation possible des structures observées sismiquement dans le manteau inférieur de la Terre. LLSVP signifie Large Low Shear Wave Velocity Province et ULVZ pour Ultra-Low Velocity Zone. Voir la section « Limite noyau-manteau de la Terre » pour leurs scénarios de formation possibles et les propriétés thermiques et chimiques proposées. Adapté de Deschamps, Li et Tackley (2015).

Les deux principaux LLSVP apparaissent comme deux hétérogénéités à grande échelle en tomographie sismique (Garnero & McNamara, 2008 Dziewonski, Lekic, & Romanowicz, 2010 Ritsema et al., 2011) : l'un d'eux se trouve sous l'Afrique et l'autre sous l'océan Pacifique. Les LLSVP ont des formes irrégulières et peuvent mesurer jusqu'à 1 000 km de hauteur et de largeur, elles couvrent près de 20 % de la superficie du CMB et occupent environ 2 % du volume total du manteau (Burke, Steinberger, Torsvik, & Smethurst, 2008). La corrélation négative entre le son massif et la vitesse de cisaillement dans les LLSVP suggère qu'ils sont d'origine chimique (Masters et al., 2000 Trampert, Deschamps, Resovsky, & Yuen, 2004 Steinberger & Holme, 2008). De plus, le matériau qui compose les LLSVP semble être intrinsèquement plus dense que le manteau ambiant (Ishii & Tromp, 2004). Il n'y a toujours pas de consensus sur l'origine de cette anomalie de composition, les scénarios proposés relevant de deux catégories principales : une couche primordiale qui s'est formée au début de l'histoire de la Terre (eg, Lee et al., 2010 Nomura et al., 2011), et l'accumulation d'une composante éclogitique dense à partir du MORB subducté qui se sépare au CMB (Hofmann & White, 1982 Christensen & Hofmann, 1994 Tackley, 2011 Mulyukova et al., 2015) (voir également la revue de Hernlund & McNamara, 2015).

Les ULVZ sont des structures localisées beaucoup plus petites que les LLSVP, s'étendant d'environ 1 à 10 km au-dessus du CMB et de 50 à 100 km latéralement (Thorne & Garnero, 2004 McNamara, Garnero, & Rost, 2010). Cependant, les ULVZ ont une réduction importante de la vitesse sismique, 10% pour les ondes P et 10% à 30% pour les ondes S (Garnero & Helmberger, 1996) et une augmentation de la densité de 10% par rapport au manteau ambiant. Les mécanismes de production des ULVZ sont encore un sujet de débat, certains des candidats comprenant un matériau partiellement fondu et/ou enrichi en fer, peut-être formé au début de l'histoire de la Terre lorsque le manteau était beaucoup plus chaud et largement fondu (Williams & Garnero, 1996 Labrosse , Hemlund, & Coltice, 2007), le matériau du noyau externe s'infiltrant dans le manteau inférieur en raison d'un déséquilibre chimique ou d'une instabilité morphologique (Otsuka & Karato, 2012), et la subduction et la sédimentation gravitationnelle des formations de fer rubané (Dobson & Brodholt, 2005).

La nature anormale de composition du manteau profond a des implications importantes pour la convection du manteau et donc l'évolution thermique de la Terre. En particulier, la présence d'un matériau de composition dense au CMB réduit la quantité de chaleur qui s'écoule du noyau vers le manteau, qui est l'une des sources d'énergie pour l'écoulement convectif. Cette couverture efficace du CMB a des implications sur la vitesse à laquelle le manteau s'est refroidi depuis la formation du noyau. De plus, comme discuté précédemment, le flux de chaleur à travers le CMB contrôle la vitesse à laquelle le noyau de la Terre se refroidit et gèle : ainsi, l'histoire de la géodynamo.

Le flux d'upwelling chaud de Mantle

Lorsque la chaleur est conduite du noyau vers le manteau, elle crée une couche limite thermique chaude (TBL) au bas du manteau. Le matériau TBL chaud se dilate thermiquement et devient instable à la flottabilité. Lorsque le TBL est suffisamment épais et flottant pour s'élever à travers le manteau visqueux sus-jacent, il peut s'élever vers le haut sous la forme de courants de manteau chaud, également appelés panaches du manteau, et potentiellement atteindre la surface. L'arrivée de matériau de panache à la surface peut générer une activité volcanique ou un point chaud et dévier la surface vers le haut, générant une topographie élevée ou une houle de point chaud. Le matériau du panache chaud subira également une fusion lorsqu'il montera à des pressions plus basses et induira un volcanisme. Les coulées de lave résultantes pourraient servir d'autre signature de surface des courants du manteau convectif sous-jacent.Par exemple, les grands soulèvements volcaniques de Themis, Eastern Eistla et Central Eistla sur Vénus (Smrekar & Stofan, 1999) et le soulèvement de Tharsis sur Mars (Wenzel, Manga, & Jellinek, 2004) ont été interprétés comme des manifestations de l'activité sous-jacente du panache (voir Steinberger et al., 2010).

La géométrie du panache est supposée ressembler à un champignon, avec une tête de panache s'étendant sur quelques centaines de kilomètres de diamètre, suivie d'une queue de panache cylindrique qui peut être aussi longue que la profondeur du manteau et d'un diamètre de 100 km ou moins (Whitehead & amp Luther, 1975 White & McKenzie, 1989 Olson, 1990 Sleep, 2006] voir la critique dans Ballmer, vanKeken, & Ito, 2015). Les queues de panache sont relativement étroites et, dans le cas de la Terre, jusqu'à récemment, elles étaient difficiles à résoudre sismologiquement (Montelli et al., 2004 French & Romanowicz, 2015). De plus, les manteaux planétaires sont chauffés à la fois par le bas (par le noyau) et par l'intérieur (par la chaleur primordiale et les éléments radioactifs), la force des panaches (c'est-à-dire leur taille et leur anomalie thermique) diminue avec la contribution décroissante du chauffage par le fond, car cela est ce qui contrôle la taille et la température du TBL. Ainsi, la détection du panache, à la fois par les mesures de gravité, la sismologie et le volcanisme, est un défi sur les planètes qui sont principalement chauffées de l'intérieur, comme cela semble être le cas pour les planètes terrestres de notre système solaire.

Panaches et dorsales médio-océaniques sur Terre

Lorsqu'une nouvelle tête de panache de départ atteint la surface de la Terre, on pense qu'elle génère initialement une activité volcanique étendue, souvent appelée volcanisme basaltique d'inondation, conduisant à de grandes provinces ignées (par exemple, le plateau Ontong-Java, les basaltes du fleuve Columbia , les pièges du Deccan et les pièges sibériens). Cette éruption initiale est associée à un volcanisme de basalte d'inondation massive et est apparemment suivie d'une activité continue de point chaud, fournie par la queue de panache étroite (Richards, Duncan, & Courtillot, 1989 Ballmer et al., 2015). Ce volcanisme de point chaud en cours peut parfois être considéré comme une chaîne d'îles volcaniques (généralement au fond de la mer où le matériau du panache peut facilement pénétrer dans la lithosphère plus mince), en particulier, le conduit de panache stationnaire place de la lave sur la surface d'une plaque tectonique qui se déplace par rapport à lui, formant ainsi une chaîne de volcans avec une progression d'âge caractéristique, dont l'exemple archétypique est la chaîne de points chauds Hawaï-Empereur qui s'étend sur le fond marin du Pacifique Nord. Contrairement aux formes les plus courantes de volcanisme, qui se produisent sur les dorsales médio-océaniques et les arcs volcaniques liés à la subduction, les points chauds se produisent souvent à l'intérieur des plaques et ne sont généralement pas associés aux processus de frontière des plaques.

La vision classique des panaches du manteau comme des courants ascendants purement thermiques a été remise en question ces dernières années, en raison du soulèvement topographique à grande échelle qui est prédit pour un panache thermique affectant la lithosphère (White & McKenzie, 1989), mais ce n'est pas toujours le cas. observé (Czamanske, Gurevitch, Fedorenko, & Simonov, 1998 Korenaga, 2005 Sun et al., 2010). L'une des résolutions proposées à cette incohérence sont les panaches de composition anormale (également appelés panaches thermochimiques), dont le matériau du manteau est enrichi en éléments plus lourds et est donc intrinsèquement dense par rapport au manteau « normal » (mais, bien sûr, toujours positivement flottant en raison de à leur température élevée) (Dannberg & Sobolev, 2015). Les panaches thermochimiques sont moins porteurs que les panaches purement thermiques classiques et s'élèvent donc plus lentement et génèrent une topographie moins dynamique, en accord avec les observations. Les panaches thermochimiques expliquent simultanément une autre caractéristique du volcanisme de panache, à savoir leurs laves basaltiques géochimiquement distinctes, en termes d'oligo-éléments et d'isotopes, par rapport aux laves basaltiques dérivées des dorsales médio-océaniques (Hofmann & White, 1982 Zindler & Hart, 1986 Kobayashi, Tanaka, Moriguti, Shimizu, & Nakamura, 2004 Jellinek & Manga, 2004 Sobolev, Hofmann, Sobolev, & Nikogosian, 2005 Jackson & Dasgupta, 2008 Sobolev et al., 2011). La géochimie distincte des laves de hotspot est l'un des arguments pour lesquels on pense qu'elles sont extraites d'une région du manteau qui est profondément enracinée et au moins en partie découplée de la circulation du manteau à grande échelle tectonique. De plus, la corrélation spatiale des laves dérivées du panache à la surface et leur projection jusqu'aux LLSVP et ULVZ au CMB fournit une preuve supplémentaire de leur origine profonde (Torsvik, Smethurst, Burke, & Steinberger, 2006 Burke et al., 2008 Dziewonski et al., 2010 Steinberger & Torsvik, 2012).

Le flux vertical des upwellings du manteau chaud induit un flux latéral le long du CMB, en raison d'une dépression dynamique qui se crée à la base des panaches. Au fur et à mesure que le matériau ambiant est aspiré dans le panache ascendant, il entraîne avec lui le matériau sous-jacent, éventuellement de composition hétérogène. C'est le processus par lequel les panaches peuvent potentiellement amener le matériau chimiquement distinct du manteau profond jusqu'à la surface, produisant des laves géochimiquement distinctes. En tant que telles, les laves dérivées du panache sont une fenêtre sur la structure chimique du manteau profond.

Une autre composante du flux ascendant, qui est associée à la tectonique des plaques et est donc unique pour la Terre, est le flux de retour du manteau qui compense (ou est déplacé par) le mouvement descendant des plaques. Le matériau qui constitue le flux de retour finit par devenir la partie indifférenciée la plus basse des plaques tectoniques, ce qui explique leur épaississement au fur et à mesure qu'elles vieillissent. Contrairement aux panaches d'upwelling actif, le volcanisme MOR n'est pas associé à la flottabilité excessive des matériaux chauds, mais plutôt à son ascension passive en réponse au mouvement de propagation de la lithosphérique, ce qui est, par exemple, évident dans l'élévation du Pacifique Est, qui est la plus rapide. s'étendant sur la Terre et est dépourvue d'anomalie de gravité ou de structure sismique profonde (Forsyth et al., 1998), ce qui implique qu'elle est supportée de manière isostatique et n'est soulevée par aucun courant ascendant profond (Runcorn, 1963 Davies, 1988). Les MOR constituent les limites de plaques divergentes où les plaques tectoniques se forment pour la première fois. De nombreuses dorsales commencent comme zones de rift lors de la rupture continentale, devenant finalement des sites d'étalement des fonds marins qui séparent les continents. Ces processus font partie intégrante du cycle de Wilson classique, impliquant la fermeture et l'ouverture répétées des océans (Wilson, 1968).

La région du manteau qui subit une fusion fractionnée sous une crête a plusieurs centaines de kilomètres de large (Forsyth, et al. 1998). Cependant, lorsque la fonte migre vers la surface, elle se concentre à quelques kilomètres seulement de l'axe d'étalement, créant des régions étroites où la croûte océanique est mise en place et où la déformation est localisée (Morgan, 1987 Spiegelman & McKenzie, 1987 Parmentier, 2015) . L'explication physique de la concentration du volcanisme MOR dans des structures de crête étroites est liée (et est aussi énigmatique que) à la cause des plaques fortes et des limites des plaques faibles. L'orientation de la crête reflète généralement les zones de subduction qu'elles finissent par alimenter, ce qui implique qu'elles peuvent initier une localisation de contrainte, telle qu'une instabilité de striction auto-focalisée (Ricard & Froidevaux, 1986). De tels mécanismes sont plausibles si les contraintes dans la lithosphère dues à la traction des dalles peuvent être guidées sur des distances considérables. La cause de la formation des crêtes et de la géométrie reste un domaine de recherche actif.

Les laves produites dans les MOR et les points chauds sont respectivement appelées basaltes de la dorsale médio-océanique (MORB) et basaltes océaniques (OIB). Étant des échantillons directs du manteau, leur composition pétrologique et la chimie des éléments traces sont d'un grand intérêt pour comprendre la dynamique et la structure du manteau (Hofmann, 1997, 2003 van Keken, Hauri, & Ballentine, 2002 Tackley, 2015). Par exemple, les caractéristiques distinctes de MORB et OIB impliquent qu'elles proviennent de régions sources différentes dans le manteau avec un échange matériel limité entre elles. Les mesures géochimiques d'éléments traces, en particulier d'éléments incompatibles (qui se dissolvent plus facilement dans la masse fondue d'une roche que dans son solide lors de la fusion partielle), tels que l'uranium, le thorium et l'hélium, montrent que MORB et OIB sont sensiblement distincts : les MORB semblent être significativement appauvri en ces éléments traces par rapport à l'OIB, ce qui implique que la région source du MORB a subi une fusion et un épuisement antérieurs, par rapport à celle de l'OIB (Hofmann & White, 1982 Zindler & Hart, 1986). Le modèle émergent d'écoulement du manteau ascendant a la source MORB confinée à une zone du manteau supérieur, qui a subi des cycles répétés à travers le processus de tectonique des plaques de fonte de la dorsale médio-océanique et de séparation de la croûte océanique et des oligo-éléments du manteau. L'OIB, d'autre part, provient ostensiblement d'une partie du manteau qui n'a subi que peu ou pas de ce traitement de fusion et serait donc probablement isolé en profondeur du manteau supérieur et du cycle tectonique des plaques (Allégre, 1982 Tackley, 2015 et références y figurant).

La stratification du manteau est également impliquée par un paradoxe putatif du flux de chaleur. Plus précisément, si le manteau était entièrement composé de matériau source MORB, qui est appauvri en U, Th et K, alors son chauffage radioactif ne serait pas suffisant pour expliquer le flux de chaleur du manteau observé de 38 TW. Cette incohérence peut être résolue en supposant une concentration plus élevée d'éléments radioactifs dans le manteau inférieur, ce qui implique également que le manteau n'est pas bien agité et qu'il y a au moins un certain découplage du flux convectif entre le manteau supérieur et inférieur. Cependant, si la contribution de la chaleur primordiale à la production nette de chaleur du manteau est égale ou supérieure à la source radiogénique, alors le flux de chaleur observé peut être concilié avec la faible concentration d'éléments radioactifs, résolvant ainsi ce que l'on appelle le paradoxe du flux de chaleur. (Christensen, 1985 Korenaga, 2003, 2008).

Un autre argument géochimique pour un échange limité entre le manteau inférieur et le manteau supérieur vient du fait de prendre la composition de la « Terre de silicate en vrac » (c'est-à-dire avec le manteau et la croûte combinés) et de supposer que la croûte continentale en a été retirée uniformément. Le résidu du manteau laissé par cette expérience de pensée est trop enrichi en éléments incompatibles, par rapport à la source MORB. Cependant, l'extraction de la croûte continentale du tiers supérieur à la moitié supérieure du manteau provoque un épuisement suffisant pour reproduire la composition de la source MORB (voir van Keken et al., 2002). Un manteau stratifié, avec une partie peu profonde du manteau qui s'est séparée pour former la croûte continentale, laissant une région complémentaire non appauvrie dans le manteau plus profond, constitue un modèle de composition du manteau géochimiquement plausible. Il convient de noter que le volume total des deux principaux LLSVP ou même de l'ensemble de la couche D'' n'est pas suffisant pour contenir toute la partie non ségrégée du manteau et ne peut donc pas à lui seul expliquer tout le matériau du manteau enrichi. Une couche de 1 000 km d'épaisseur à la base du manteau serait potentiellement assez grande pour servir de stockage de matériel non séparé (Kellogg, Hager, & van der Hilst, 1999), cependant, une telle couche n'a jamais été observée sismologiquement.

Il reste une contradiction entre les inférences géochimiques et géophysiques de la convection en couches par rapport à l'ensemble du manteau. Il existe des preuves convaincantes des modèles de tomographie sismique pour l'échange de matériaux entre le manteau inférieur et supérieur, avec des dalles de subduction s'étendant dans le manteau inférieur (van der Hilst, Widiyantoro, & Engdahl, 1997 Grand, van der Hilst, & Widiyantoro, 1997), comme ainsi que les panaches du manteau traversant la zone de transition (Montelli et al., 2004 Wolfe et al., 2009 French & Romanowicz, 2015), Pourtant, les données géochimiques semblent plaider en faveur d'un manteau en couches avec un manteau isolé et non appauvri en profondeur. Certaines des tentatives pour concilier ces observations contournent le problème de la convection en couches (qui n'est pas observée) en invoquant à la place une fusion différentielle. Par exemple, un modèle envisage le manteau comme un plum pudding, où les « prunes » sont des régions dispersées qui sont enrichies en éléments volatils, tandis que le reste du manteau est un « pudding » appauvri (Morgan & Morgan, 1999 Becker, Kellogg, & O'Connell, 1999 Tackley, 2000c). La taille des prunes et leur degré d'enrichissement relatif en éléments incompatibles et radiogéniques dépendent de leur origine supposée et de l'histoire du brassage du manteau, toutes deux très incertaines. Les domaines enrichis peuvent fondre à des pressions plus élevées, tandis que les domaines appauvris nécessitent des pressions plus basses pour fondre. L'un des scénarios proposés envisage qu'un panache du manteau frappant la base d'une lithosphère de 100 km d'épaisseur ferait principalement fondre le matériau « prune » (source OIB), tandis que la partie du manteau qui s'élève à des pressions inférieures au niveau des crêtes fond davantage. composant « pudding » appauvri (source MORB), résultant en un MORB qui semble appauvri par rapport à l'OIB (Ito & Mahoney, 2005a, 2005b). Un autre modèle plaide en faveur de la convection de l'ensemble du manteau mais considère les différentes capacités des minéraux du manteau à absorber l'eau : en particulier, les matériaux de la zone de transition absorbent l'eau plus facilement que le manteau supérieur. À mesure que les matériaux du manteau remontent passivement à travers la zone de transition (dans le cadre du flux de retour entraîné par la dalle) et pénètrent dans le manteau supérieur à la limite de 410 km, ils se rapprochent de la saturation en eau et sont plus susceptibles de fondre. La fonte à 410 km de profondeur bande, ou filtre, le manteau d'upwelling des éléments incompatibles, qui forme la source de MORB appauvrie. Les panaches du manteau, en revanche, traversent la zone de transition trop rapidement pour s'hydrater, ce qui limite la quantité de fonte et de filtrage volatil qu'ils peuvent subir lorsqu'ils franchissent la limite des 410 km. Ainsi, les laves provenant du panache, les OIB, semblent provenir d'un manteau enrichi (Bercovici & Karato, 2003). La prédiction d'un site de fonte à 410 km de profondeur déduite par ce modèle, connu sous le nom de modèle de filtre à eau de zone de transition, a été appuyée par certaines études sismologiques (Revenaugh & Sipkin, 1994 Tauzin et al., 2010). Cependant, il existe encore une incertitude importante concernant les propriétés de fusion et les solubilités des éléments incompatibles, qui nécessitent des contraintes supplémentaires pour tester les modèles qui invoquent la fusion différentielle. En résumé, l'inférence géochimique et géophysique conflictuelle de la convection stratifiée par rapport à celle du manteau entier reste un problème non résolu.

Bases de la convection thermique

Pour comprendre l'origine et la mécanique des caractéristiques importantes de la convection du manteau étudiées ci-dessus, il est nécessaire de revoir la physique de base de la convection thermique. Par exemple, les plaques tectoniques, les plaques, les gouttes lithosphériques et les panaches du manteau sont toutes des formes de couches limites thermiques, qui sont communes à la convection dans tout système fluide. La forme la plus simple de convection thermique est appelée convection de Rayleigh-Bénard, du nom de l'expérimentateur français Henri Bénard, qui a reconnu le début du mouvement convectif dans les fluides à partir d'un état conducteur statique et la formation de schémas d'écoulement réguliers dans une couche de convection (Bénard , 1900, 1901), et le physicien théoricien et mathématicien britannique Lord Rayleigh (William John Strutt), qui a fourni le cadre théorique pour expliquer les résultats expérimentaux de Bénard (Strutt, 1916).

Le système Rayleigh-Bénard est un modèle idéalisé d'une couche fluide qui a une épaisseur finie mais est infinie dans toutes les directions horizontales. La couche est chauffée uniformément par le bas et refroidie par le haut en appliquant des températures fixes élevées et basses aux limites inférieure et supérieure, respectivement. Au fur et à mesure que la partie inférieure de la couche se réchauffe, elle se dilate thermiquement, ce qui réduit sa densité et la rend flottante par rapport au matériau plus froid sus-jacent (de manière analogue, le matériau au sommet se refroidit, se contracte et devient négativement flottant). La stratification de densité qui en résulte, avec un matériau de faible densité sous-jacent à un matériau de haute densité, est gravitationnellement instable et peut entraîner un écoulement de fluide qui renverse la couche, faisant monter le matériau chaud et le matériau froid vers le bas. Bien sûr, parce que la température aux limites reste fixe, le cycle se poursuit avec le matériau nouvellement arrivé au fond se réchauffant et s'élevant, tandis que le matériau au sommet se refroidit et coule. Finalement, le système atteint un équilibre dynamique avec des régions alternées latéralement de courants ascendants et descendants.

Figure 6. Résultat d'une simulation numérique de la convection de Rayleigh–Bénard dans une couche plane bidimensionnelle à R a = 10 5 . Le noir et le blanc représentent respectivement le fluide froid et le fluide chaud. Modifié de Bercovici et al. (2015).

Le flux de fluide convectif est une forme de transport de chaleur qui est activé lorsque la conduction thermique n'est pas assez efficace pour accueillir le flux de chaleur. Par exemple, si la couche est suffisamment mince, elle peut conduire la chaleur par diffusion par des vibrations moléculaires, ainsi le fluide peut rester statique et obtenir un profil de température conducteur sur toute sa profondeur. Un mouvement convectif apparaît lorsque des anomalies de densité induites thermiquement induisent un écoulement suffisamment vigoureux pour résister aux effets stabilisants de la diffusion thermique. De plus, alors que le contraste thermique à travers la couche fournit une flottabilité pour entraîner l'écoulement, la résistance visqueuse du fluide s'y oppose. La compétition entre le forçage par flottabilité thermique et l'amortissement par viscosité et diffusion thermique est caractérisée par un rapport sans dimension appelé nombre de Rayleigh

où ρ est la densité du fluide, g est la gravité, est la dilatation thermique, Δ T est la différence de température entre les limites inférieure et supérieure, d est l'épaisseur de la couche, μ est la viscosité du fluide et κ est la diffusivité thermique du fluide. Plus la valeur de Ra est élevée, plus la propension au renversement convective est élevée. Ra doit dépasser une certaine valeur, appelée nombre de Rayleigh critique R a c , pour exciter le flux convectif. La valeur de R ac est généralement de l'ordre de 1 000, la valeur exacte dépendant des propriétés thermiques et mécaniques des frontières horizontales (par exemple, si la frontière est rigide ou ouverte à l'air ou à l'espace, voir Chandrasekhar, 1961) .

Les propriétés physiques caractéristiques du manteau terrestre entrant dans le nombre de Rayleigh sont ρ ≈ 4000 kg/m 3 , g = 10 m/s 2 , α = 3 × 10 –5 K –1 , Δ T ≈ 3000 K , d = 2900 km , = 10 22 Pa s (dominé par le manteau inférieur), et κ = 10 – 6 m 2 /s (voir Schubert, Turcotte, & Olson, 2001). Selon (1), ceux-ci conduisent à un nombre de Rayleigh d'environ 10 7 , ce qui est bien au-delà du supercritique. Ainsi, malgré la viscosité extrêmement élevée de la roche solide qui constitue le manteau terrestre, le manteau s'étend sur une grande profondeur et est soumis à un fort contraste thermique et donc convection vigoureusement.

Alors que les propriétés des autres planètes telluriques sont moins bien connues que celles de la Terre, il existe des contraintes raisonnables sur leur accélération gravitationnelle, l'épaisseur du manteau et la température de surface (tableau 1).En supposant que leurs propriétés matérielles soient similaires à celles de la Terre, nous pouvons estimer les nombres de Rayleigh pour les manteaux d'autres planètes telluriques : 10 4 pour Mercure, 10 7 pour Vénus et 10 6 pour Mars. À l'exception de Mercure, dont le Ra est au plus d'un ordre de grandeur au-dessus de la valeur critique, le manteau des planètes rocheuses du système solaire semble se refroidir principalement par convection.

Dans un système de convection, la chaleur qui est transportée par les upwellings et les downwellings pénètre d'abord dans la couche de fluide à travers les limites horizontales par conduction à travers les couches limites thermiques (TBL). Les TBL sont les parties du fluide qui, une fois suffisamment chauffées ou refroidies, deviennent instables et montent sous forme d'upwellings ou descendent sous forme de downwellings, respectivement. Plus il faut de temps à la diffusion thermique pour induire une flottabilité suffisante et déstabiliser les TBL, plus ils s'épaississent avant de se renverser et donc les courants verticaux qu'ils forment sont plus larges. Plus le nombre de Rayleigh est bas, plus il faut de temps pour que les TBL deviennent instables. En fait, une autre façon de voir un système à R a sous-critique est qu'au moment où les TBL seraient suffisamment épais pour se renverser, ils couvrent déjà toute la profondeur de la couche, c'est pourquoi la couche reste stable. À l'opposé, à des valeurs de Ra bien supérieures au supercritique, seuls les TBL minces parviennent à se développer avant de subir une instabilité gravitationnelle. Au fur et à mesure que la TBL à fond chaud commence à s'élever, la région qu'elle occupait auparavant est reconstituée par le matériau froid nouvellement arrivé et analogue pour la TBL à sommet froid. Pendant ce temps, le matériau entre les TBL se déplaçant latéralement et les upwellings et downwellings se déplaçant verticalement est simplement déplacé par la traînée visqueuse du flux ambiant et s'équilibre finalement à leur température moyenne. (En fait, si la couche est suffisamment profonde pour que les pressions soient comparables à l'incompressibilité des fluides, le fluide entre les TBL n'est pas isotherme mais adiabatique.) Un profil adiabatique est causé par un matériau se déplaçant vers le haut ou vers le bas par des changements de pression suffisamment importants pour induire une compression ou une décompression mais suffisamment rapide pour que le matériau ait peu de temps pour échanger de la chaleur avec son environnement. Le matériau qui monte et se dilate à la suite de la décompression doit augmenter son énergie interne mécanique ou « réversible » (essentiellement la pression multipliée par le changement de volume), et pour ce faire, il utilise sa propre énergie thermique interne, ce qui entraîne le « refroidissement » du matériau (bien que le seul échange de l'énergie est avec elle-même). Ainsi, la matière montante a une diminution de température adiabatique. De même, le matériau en train de couler et de comprimer cède son énergie mécanique à l'énergie thermique, ce qui le fait apparemment « chauffer », ce qui entraîne une augmentation de la température du matériau qui coule. Les profils moyens de température adiabatique de refroidissement et de chauffage apparaissent sous la forme d'une adiabatique moyenne. Un profil de température typique sur toute la profondeur d'une couche à convection vigoureuse présente des régions étroites (TBL) en haut et en bas qui s'adaptent à la majeure partie du saut de température à travers la couche, la majeure partie de la couche à l'intérieur étant isotherme ou adiabatique (Figure 7) .

Le flux de chaleur (puissance de sortie par unité de surface) hors de la couche de convection est essentiellement donné par la chaleur qui est conduite à travers les TBL, donnée par k T / δ où k est la conductivité thermique (unités de WK – 1 m – 1 ) , T / 2 est la chute de température de l'intérieur isotherme (ou adiabatique) à la surface et δ / 2 est l'épaisseur de la TBL. Par comparaison, la conduction thermique à travers une couche statique non convective est k T / d Le rapport du flux de chaleur dans la couche convective à la couche purement conductrice est donc d / δ , qui est appelé le nombre de Nusselt N u (du nom l'ingénieur allemand Wilhelm Nusselt , né en 1882-décédé en 1957 ). La relation entre N u et la vigueur convective paramétrée par R a est importante pour comprendre l'efficacité du refroidissement convectif des corps planétaires. Le transport de chaleur par convection est souvent écrit comme N u ( k Δ T / d ) , et en considérant cette relation, Howard (1966) a soutenu que le transport de chaleur à travers la profondeur de la couche de fluide à convection vigoureuse est si rapide que l'épaisseur de la couche n'est pas un facteur limitant le taux de libération de chaleur, et donc le flux de chaleur doit être indépendant de la profondeur du fluide d, cela implique que puisque R a

R a 1 / 3 , ce qui donne un flux de chaleur convectif N u ( k T / d ) indépendant de d . En général, puisque le fluide est conducteur pour R a R ac , on écrit souvent que N u = ( R a / R ac ) 1 / 3 (bien que N u = 1 pour R a ≤ R ac ), ce qui est un relation précise née d'expériences simples et de modélisation informatique (Schubert et al., 2001 Ricard, 2015). Cette relation implique également que le rapport entre la largeur de la limite thermique et la profondeur de la couche de fluide est δ / d

R a – 1 / 3 , ce qui montre que les TBL s'amincissent à mesure que la convection devient plus vigoureuse.

Tableau 1. Certaines propriétés des planètes terrestres et de la lune pertinentes pour les études de convection du manteau

1 Hauck et al. (2013) Tosi et al. (2013)

4 Schubert et Spohn (1990) Harder (1998)

Alors que l'épaisseur moyenne du TBL est bien approximée par δ

R a – 1 / 3 , il convient de noter que l'épaisseur de la TBL varie latéralement : par exemple, lorsque le fluide dans la couche limite supérieure passe d'un upwelling à un downwelling, il se refroidit et la couche limite s'épaissit au fur et à mesure que le matériau se refroidit à côté de la surface froide. L'épaississement dépend de la diffusivité thermique et du temps de séjour ou temps t depuis la sortie de l'upwelling. En ce qui concerne la convection dans le manteau terrestre, la couche limite thermique froide supérieure est généralement associée à la lithosphère, la couche de roche froide et rigide du manteau qui est nominalement divisée en plaques tectoniques et atteint une épaisseur d'environ 100 km. Des considérations dimensionnelles simples montrent que l'épaisseur de la couche limite va comme κ t cela correspond à la loi d'âge bien connue pour l'affaissement du fond marin avec l'âge depuis la formation aux dorsales médio-océaniques, ce qui implique que le fond marin s'approfondit en raison du refroidissement et l'épaississement de la lithosphère (par exemple, Parsons & Sclater, 1977 Sclater, Jaupart, & Galson, 1980 Stein & Stein, 1992 Turcotte & Schubert, 2014) cela souligne que la lithosphère océanique est principalement une couche limite thermique convective.

Figure 7. Croquis de profils de température, montrant comment le mélange convectif homogénéise la température moyenne conductrice dans un état presque isotherme (si le fluide est incompressible) avec des couches limites thermiques le reliant à la surface froide et à la base chaude (cadre supérieur). En l'absence de chauffage interne, la température moyenne intérieure est la moyenne des températures supérieure et inférieure l'effet de l'ajout de chauffage interne (cadres inférieurs) est d'augmenter la température intérieure moyenne et donc de modifier la taille relative et la chute de température entre les limites thermiques supérieure et inférieure couches.

Une simple analyse de la chaleur transportée par les dalles démontre que les dalles et les plaques font partie intégrante de la convection du manteau (Bercovici, 2003). Le flux d'énergie Q associé à une dalle qui s'enfonce à la vitesse v s i n k est donné par

où Δ T 700 K , ρ ≈ 3 , 500 kg m –3 et c p = 1 , 000 J kg K – 1 sont respectivement l'anomalie thermique, la densité et la capacité calorifique des dalles. A 2 π R δ est la section efficace globale de toutes les dalles traversant la profondeur à laquelle le flux d'énergie est estimé, avec δ ≈ 100 km étant une épaisseur de dalle typique, et en utilisant la circonférence de la Terre avec R ≈ 6 , 000 km pour approximer la longueur horizontale nette de toutes les dalles (puisque la plupart des dalles se trouvent dans un cercle presque large autour du bassin du Pacifique). En supposant que les plaques descendantes représentent environ 80% du flux de chaleur de surface du manteau à travers le fond océanique (les 20% restants provenant des panaches), de sorte que Q = 0,8 * 38 TW , et la résolution de (2) pour vsink donne un vitesse de la dalle vsink ≈ 10 cmannée – 1 . Ceci est en bon accord avec la vitesse observée des plaques tectoniques, en particulier celles auxquelles est attachée une dalle appréciable, de sorte que la traction de dalle est particulièrement importante. L'accord entre la cinématique des plaques observée et le flux de chaleur mesuré à la surface de la Terre est l'une des réalisations majeures de la théorie de la dynamique du manteau. En fait, les vitesses de fluide convectif et les vitesses de plaque correspondantes ont également été déduites en utilisant des mesures de gravité et de flux de chaleur (Pekeris, 1935 Hales, 1936), ainsi que des modèles dynamiques simples de l'équilibre des forces sur les dalles en train de couler (par exemple, Davies & Richards , 1992).

La compréhension de la dynamique de la convection du manteau à l'aide du modèle classique de Rayleigh-Bénard est compliquée par le fait que les roches du manteau sont loin d'être un simple fluide, la distinction la plus notable étant que la viscosité des roches est extrêmement sensible à la température. Une baisse de température de quelques centaines de degrés Kelvin - une différence de température plausible entre les TBL planétaires - peut augmenter la viscosité de plusieurs ordres de grandeur, comme cela sera décrit en détail dans la section suivante. La conséquence dynamique d'un tel raidissement thermique est qu'à mesure que les roches deviennent plus froides et plus denses, et donc plus susceptibles de couler, elles deviennent également de plus en plus résistantes à la déformation et à l'écoulement, ce qui les rend plus difficiles à couler. Selon le degré de raidissement thermique du TBL froid, il existe trois modes possibles de convection du manteau terrestre (Solomatov, 1995 Solomatov & Moresi, 1997). Lorsque le rapport de la viscosité maximale (la plus froide) à la viscosité minimale (la plus chaude) est modéré, par exemple inférieur à environ un ordre de grandeur, le TBL froid participe pleinement à la circulation convective. Ce mode est peut-être le plus applicable à la Terre, qui présente une descente continue de sa surface au niveau des zones de subduction. Le raidissement thermique de la lithosphère terrestre, cependant, est de beaucoup plus d'un ordre de grandeur, ce qui suggère qu'il existe un mécanisme d'affaiblissement (unique à la Terre, comme nous le verrons plus loin) qui compense l'effet thermique. À des rapports de viscosité modérés d'environ deux à quatre ordres de grandeur, l'écoulement du TBL froid est considérablement entravé, ce qui signifie qu'il s'écoule beaucoup plus lentement que le manteau sous-jacent. Enfin, à des rapports de viscosité supérieurs à quatre ordres de grandeur, la majeure partie du TBL froid devient immobile. Les parties les plus douces les plus profondes du TBL peuvent participer à l'écoulement du manteau convectif, cependant, les parties les plus froides les moins profondes agissent comme une condition limite rigide à la couche sous-jacente du manteau convectif. Ce soi-disant régime de couvercle stagnant semble avoir lieu sur Mars et Mercure (si le manteau de Mercure convecte du tout). L'incapacité d'entraîner la partie la plus élevée de la lithosphère abaisse efficacement la différence de température qui entraîne la convection, T dans (1), car la chute de température à travers la partie inférieure, plus douce et mobile de la TBL froide est plus petite que pour la chute à travers le tout le TBL. Le plus petit contraste de température effectif TBL et la plus grande résistance de la limite supérieure rigide agissent pour abaisser le Ra des planètes dites à plaque unique, les rendant ainsi convectrices et refroidies moins efficacement que la Terre. Alors que le TBL froid peut ne pas être recyclé dans le manteau, la surface des planètes qui sont dans le régime du couvercle stagnant peut encore être renouvelée par le volcanisme, comme cela a été proposé pour les planètes présentant un comportement caloduc (Spohn, 1991 Moore et al., 2017 ), ou à la suite d'un délaminage lithosphérique, décrit dans la section « Couche limite thermique froide du manteau ».

La dynamique du TBL chaud à la base d'un manteau planétaire est également affectée par la dépendance à la température de la viscosité. En effet, pour l'apparition d'une nouvelle remontée d'eau chaude, le matériau le plus chaud étant moins visqueux, il est moins apte à déplacer le manteau ambiant plus froid et plus rigide pour le traverser. Le fluide dans le TBL inférieur s'attarde au CMB car il rassemble suffisamment de flottabilité pour surmonter la résistance visqueuse du manteau sus-jacent. Une fois que le fluide a accumulé suffisamment de flottabilité thermique, il commence à s'élever rapidement à travers le manteau, formant d'abord un panache diapirique (Whitehead & Luther, 1975), qui draine efficacement le TBL chaud à faible viscosité restant du fond (Bercovici & Kelly, 1997) . L'apport efficace de matière chaude par le bas du manteau propulse davantage l'ascension des panaches. Ces deux étapes de la formation du panache sont responsables de sa forme en champignon : le rassemblement initial de matière chaude forme la grande tête du panache, et le drainage rapide ultérieur du TBL chaud lors de l'ascension forme la queue étroite du panache (Campbell & Griffiths, 1990).

Un autre contraste entre la convection du manteau et le modèle idéalisé de Rayleigh-Bénard est que les manteaux planétaires sont chauffés non seulement par la limite inférieure, appelée « chauffage basal », mais aussi par la libération de chaleur radiogénique et primordiale distribuée dans le volume de le fluide, appelé « chauffage interne ». L'ajout de l'effet d'échauffement interne au modèle d'une couche convective élève la température de son intérieur, la rapprochant de la température de la limite inférieure (au lieu de la moyenne des deux températures aux limites, comme c'est le cas dans –Modèle Bénard). Bien que cela réduise le saut de température à travers le TBL inférieur, le saut à travers le TBL supérieur devient plus grand, car la limite supérieure doit maintenant conduire la chaleur injectée par le bas, plus la chaleur générée par l'intérieur (Figure 7). En conséquence, la TBL supérieure d'un système à chauffage interne a une flottabilité plus négative et forme des downwellings plus forts, tandis que les courants ascendants sont plus petits et plus faibles, par rapport à un système entièrement chauffé à la base. La forte dépendance vis-à-vis de la température de la viscosité des roches du manteau ajoute encore à cette asymétrie, les downwellings froids durcis thermiquement devant acquérir plus de flottabilité thermique afin de surmonter leur propre résistance visqueuse et s'enfoncer. Les courants convectifs sur Terre présentent en effet de grandes plaques froides avec de grandes anomalies thermiques (de l'ordre de 700 K) et des panaches plus petits avec des anomalies thermiques plus faibles (de l'ordre de 200 K).

Les courants convectifs s'auto-organisent également de telle sorte que l'espacement horizontal entre les upwellings et les downwellings soit optimisé : pas trop faible, afin qu'ils n'exercent pas trop de traînée visqueuse les uns sur les autres et/ou ne se déperdent pas trop rapidement de chaleur à chacun autre, et pas trop gros, afin qu'ils n'aient pas à rouler trop de masse entre eux. De plus, la distance de séparation entre les courants verticaux est déterminée par le temps qu'il faut au matériau qui arrive et se déplace latéralement le long des frontières horizontales pour conduire suffisamment de chaleur pour devenir convectivement instable. La théorie de l'instabilité convective prédit que l'espacement horizontal entre les upwellings et les downwellings est approximativement égal à la profondeur de couche d (un peu plus grand au début de la convection, mais identiquement d lorsque R a devient très grand). L'application de cette prédiction théorique au manteau est compliquée par les caractéristiques des matériaux du manteau qui ont tendance à briser la symétrie de l'écoulement observée dans le modèle de Rayleigh-Bénard idéalisé. En particulier, la viscosité fortement dépendante de la température signifie que le TBL froid doit passer plus de temps près de la surface, et donc se déplacer plus loin latéralement avant qu'il ne soit assez lourd pour couler contre sa propre résistance visqueuse, ce qui entraîne des cellules de convection qui sont plus larges que le profondeur du manteau (Weinstein & Christensen, 1991). Notamment, si le degré de raidissement thermique met la convection dans un régime de couvercle stagnant, alors le rapport d'aspect de la partie convective de la couche se rapproche de l'unité. De plus, la viscosité du manteau augmente avec la profondeur en raison de l'effet de la pression (Sammis, Smith, Schubert, & Yuen, 1977), et l'obstacle résultant à l'écoulement vertical agit également pour augmenter la largeur des cellules convectives (Christensen & Harder, 1991 Bunge, Richards, & Baumgartener, 1996). Pour la Terre, l'échelle de longueur caractéristique de la convection du manteau, avec la plupart des downwellings se produisant dans un tore le long de la circonférence de la planète, et le flux ascendant concentré dans les deux régions de chaque côté du tore (une sous l'Afrique et l'autre sous le Pacifique, où peut-être pas par hasard que les LLSVP résident) - ou ce que l'on appelle le modèle de convection harmonique sphérique de degré 2 - est en effet plus grand que la profondeur du manteau. Un autre exemple, bien que moins bien contraint, est le modèle de convection de degré 1 proposé sur Mars, dans lequel un seul upwelling dans l'hémisphère sud, largement sous le renflement de Tharsis, a été invoqué pour expliquer l'anomalie de gravité et la dichotomie topographique observée (Zhong & Zuber, 2001 Roberts & Zhong, 2006 Keller & Tackley, 2009). Pour une épaisseur de manteau martien comprise entre 0,4 et 0,6 du rayon planétaire (en fonction de la composition et de la densité supposées du noyau, voir Harder, 1998), un modèle de degré 1 implique une échelle de longueur convective caractéristique qui est beaucoup plus grande que la profondeur du manteau . Ainsi, la viscosité dépendante de la température et de la profondeur peut servir à expliquer le grand rapport d'aspect des cellules de convection de la convection du manteau, par rapport à celui prédit par le système Rayleigh-Bénard. Les trois grandes ascensions volcaniques de Vénus, qui sont sans doute produites par des panaches du manteau profondément enracinés (Stofan, Bindschadler, Head, & Parmentier, 1991 Smrekar & Stofan, 1999), peuvent également indiquer un modèle convectif de faible degré, bien que les mesures à distance de la gravité et de la topographie n'ont pas été en mesure de confirmer une telle forme de convection pour le manteau vénusien (Steinberger et al., 2010). On ne sait pas si le manteau de Mercure est actuellement en convection, car il n'y a aucune indication de volcanisme depuis environ 3,5 Gyr (Namur & amp Charlier, 2017), et son nombre de Rayleigh prédit n'est que légèrement supercritique.

La présence de transitions de phase dans les manteaux planétaires affecte également le schéma convectif. Par exemple, la transition terrestre endothermique de la wadsleyite à la pérovskite à 660 km de profondeur entrave le flux convectif vertical, son effet étant plus fort pour les structures à plus petite échelle, comme l'ont montré des études analytiques et numériques (Bercovici et al., 1993 Tackley , Stevenson, Glatzmaier, & Schubert, 1993, 1994 Tackley, 1996). Ainsi, la transition de 660 km pour la Terre (ou 710 km pour Vénus, voir Ito & Takahashi, 1989) agit comme un filtre passe-bas, augmentant efficacement l'échelle de longueur caractéristique du flux convectif. Cette transition de phase sur Mars serait beaucoup plus profonde, à environ 1910 km de profondeur (Harder, 1998), ce qui la place très près du CMB martien. De plus, la présence d'une asthénosphère à faible viscosité sur Terre abaisse la traînée horizontale sur l'écoulement convectif et agit pour augmenter la taille des cellules de convection (Lenardic, Richards, & Busse, 2006). L'absence d'asthénosphère sur Vénus exclut le même effet (Kaula, 1990), mais il a été supposé qu'elle se produirait sur Mars et soutiendrait davantage le modèle de convection à grande échelle (degré-1) du manteau martien (Harder & Christensen, 1996 Harder, 2000 Zhong & Zuber, 2001).L'épaisseur du manteau sur Mercure est sans doute trop petite pour subir des transitions de phase à l'état solide.

Le modèle de convection 3D dans les fluides avec une viscosité dépendante de la température a également été observé dans des expériences (White, 1988) et des modèles numériques (Ratcliff, Tackley, Schubert, & Zebib, 1997 Schubert et al., 2001) pour montrer des upwellings sous la forme de panaches cylindriques au centre d'une canopée de downwellings en feuille, cela s'applique grossièrement à la convection du manteau sur Terre, avec les plaques en feuille formant le flux descendant et les panaches cylindriques en upwelling formant les îles océaniques, se manifestant par un volcanisme intraplaque à la surface. A des rapports de viscosité plus modestes, par exemple en raison d'un plus faible contraste de température à travers le manteau, comme cela peut être le cas pour Mars et Vénus, le flux d'upwelling peut s'organiser en structures linéaires, expliquant peut-être les bandes de hauts plateaux volcaniques observées sur Vénus ou la chaîne des volcans de la région de Tharsis sur Mars (Ratcliff et al., 1997 Schubert et al., 2001 Breuer & Moore, 2015). Alors que les dorsales médio-océaniques ou les centres d'étalement de la Terre sont également linéaires, ils impliquent principalement une remontée d'eau peu profonde, mieux expliquée comme étant tirée passivement par une force distante (apparemment des dalles), plutôt que d'impliquer une remontée convective profonde qui les force à s'ouvrir. Les caractéristiques de la convection du manteau qui ne sont pas facilement expliquées par le modèle classique de Rayleigh-Bénard surviennent principalement en raison des propriétés d'écoulement particulières de la roche qui constitue le manteau, que nous discutons ensuite.

Comment le rock peut-il couler ?

L'écoulement visqueux de la roche solide qui constitue le manteau (également appelé "fluage à l'état solide") est régi par un certain nombre de processus complexes, ou rhéologies de la roche, dont une étude complète dépasse le cadre de cet essai (voir Ranalli, 1995 Karato, 2008). Cependant, un bref aperçu des mécanismes dominants qui s'adaptent à l'écoulement du manteau, à savoir le fluage de diffusion et de dislocation, peut aider à illustrer pourquoi le manteau n'est pas un simple fluide et expliquer certaines de ses principales caractéristiques d'écoulement.

La déformation par fluage à l'état solide dépend de la probabilité statistique-mécanique d'un atome dans un réseau cristallin de quitter le puits de potentiel de son site de réseau. Le puits de potentiel lui-même est défini par des liaisons électrostatiques ou chimiques inhibant la fuite et la pression d'exclusion de Pauli empêchant les molécules de se serrer trop près les unes des autres. La mobilité des atomes est déterminée par une distribution de Boltzman, qui mesure la probabilité d'avoir une énergie suffisante pour surmonter la barrière de potentiel du réseau, qui est souvent appelée « énergie d'activation » (ou permettant plutôt des variations de pression, l'enthalpie d'activation). Cette probabilité dépend du facteur d'Arrhenius e − E a / RT où E a est l'énergie d'activation ( J/mol ), R est la constante de gaz ( J/K/mol ) et T est la température RT représente l'énergie d'excitation thermique du molécule dans le puits. Lorsque T tend vers l'infini, la probabilité de s'échapper du puits passe à 1, tandis que lorsque T tend vers 0, la probabilité de s'échapper passe à 0.

Lorsqu'il y a une contrainte agissant sur le matériau, les puits de potentiel du cristal changent de forme, les parois du côté du puits sous compression deviennent plus raides (le resserrement des molécules renforce l'attraction de Coulomb dans les liaisons chimiques), tandis que les parois du côté du puits sous tension deviennent moins profonds (la séparation des molécules affaiblit les liaisons). Ainsi, la probabilité que les atomes s'échappent de leurs puits est plus élevée dans le sens de la tension, avec la barrière d'activation plus basse et loin de la compression, provoquant la déformation du milieu dans le sens de la traction par diffusion à l'état solide des atomes.

L'accommodation de la déformation par diffusion des atomes est connue sous le nom de fluage de diffusion. Pour que la déformation se produise, les atomes doivent diffuser à travers les grains minéraux ou le long des joints de grains. Plus les grains sont petits, plus la distance à laquelle un atome doit migrer avant de rencontrer un joint de grain est petite, où l'arrangement atomique plus désordonné (par rapport à celui de la majeure partie du grain) facilite le déplacement de l'atome. Ainsi, la viscosité de fluage de diffusion dépend de la taille des grains, dans laquelle plus les grains sont petits, plus le matériau est faible.

Lorsque le matériau se déforme par fluage des dislocations, la déformation est supportée par la propagation des dislocations à travers le grain. Les dislocations sont des défauts de réseau linéaires, où une rangée entière d'atomes peut être en panne, déplacée ou manquante. Il faut plus d'énergie pour déplacer une dislocation, par rapport à un seul atome comme dans le fluage de diffusion, mais une fois qu'une dislocation est mobilisée, elle s'adapte plus efficacement à la déformation que le fluage de diffusion (à moins que les grains ne soient suffisamment petits). Au fur et à mesure que le matériau flue, de nouvelles dislocations sont nucléées, déplacées ou annihilées, de sorte que la densité de dislocations du matériau évolue et atteint finalement un état stable qui est déterminé principalement par la contrainte. En raison de la taille relativement importante des dislocations, elles peuvent interagir les unes avec les autres à travers les champs de contraintes de longue portée induits, ce qui fait que leur vitesse dépend de la densité de dislocations, elle-même dépendante des contraintes. Ainsi, à la fois la densité de dislocation et la vitesse dépendent de la contrainte, ce qui donne une rhéologie de fluage de dislocation non linéaire (c'est-à-dire que la viscosité dépend de la contrainte à une certaine puissance).

Les viscosités pour les mécanismes de fluage de diffusion et de dislocation peuvent être écrites comme

où A et B sont des constantes de proportionnalité, a est la taille des grains, σ est la contrainte (en fait, puisque la contrainte est un tenseur, σ 2 est le deuxième invariant scalaire du tenseur des contraintes), et m et n sont des exposants, dont les valeurs typiques sont 2 < m < 3 et 3 < m < 5 . Les énergies d'activation sont différentes pour le fluage de diffusion et de dislocation, avec, par exemple, des valeurs typiques pour l'olivine (minéral le plus abondant dans le manteau supérieur) étant respectivement E a = 375 kJ mol – 1 et E ′ a = 530 kJ mol − 1 . (Hirth & Kohlstedt, 2003) cependant, ces valeurs peuvent être différentes pour d'autres minéraux. On pense que le fluage de diffusion et le fluage de dislocation se produisent indépendamment l'un de l'autre en fonction de la contrainte et de la taille des grains : pour une contrainte donnée, le fluage de dislocation domine pour les gros grains et le fluage de diffusion pour les petits grains de même, pour une taille de grain donnée, le fluage de dislocation domine pour une contrainte importante et le fluage de diffusion pour les faibles contraintes (Figure 8).

Figure 8. Carte de déformation de l'espace contrainte-température, incluant différents mécanismes de fluage. Modifié de Bercovici et al. (2015).

La dépendance à la température de la rhéologie permet aux variations thermiques d'induire des changements de viscosité de plusieurs ordres de grandeur. Son effet est le plus profond dans la lithosphère. Par exemple, une chute de température plausible de 1 500 K à travers la lithosphère martienne (Harder, 1998 Plesa & Breuer, 2014), en supposant 500 et 2 000 K au sommet (environ 100 km de profondeur) et en bas (environ 300 km de profondeur) de la lithosphère , respectivement, augmenterait la viscosité de fluage de dislocation d'un facteur 10 41 , ou la viscosité de fluage de diffusion d'un facteur 10 29 (en utilisant les valeurs d'énergie d'activation pour l'olivine du paragraphe précédent pour l'absence de meilleures contraintes minéralogiques). Il n'est donc pas surprenant que la partie thermiquement raidie de la lithosphère martienne ne participe pas à l'écoulement du manteau convectif, ce qui la rend dans le régime de couvercle stagnant. Un contraste thermique plus modeste à travers la lithosphère vénusienne, avec environ 1 200 et 1 500 K en haut et en bas, respectivement (en supposant, grossièrement, les mêmes conditions thermiques que sur Terre, mais avec une température de surface plus chaude de 400 K), donne une augmentation de la viscosité de fluage de dislocation d'un facteur 10 4 , ou la viscosité de fluage de diffusion d'un facteur 10 3 . Un raidissement thermique modeste de la lithosphère sur Vénus la rend plus souple à la déformation par l'écoulement du manteau, expliquant peut-être le recyclage épisodique de sa surface, comme en témoigne sa surface relativement jeune de 500 Myr.

Le refroidissement de la température du manteau supérieur terrestre de 1 500 K à 800 K au sommet de sa lithosphère (environ 10 km de profondeur) augmenterait la viscosité de fluage de dislocation d'un facteur 10 16 , ou la viscosité de fluage de diffusion d'un facteur 10 11 ( en utilisant les valeurs d'énergie d'activation pour l'olivine du paragraphe précédent). Dans ce cas, la résistance visqueuse pour déformer et subduire une dalle nécessiterait une force qui dépasse de loin ce qui est disponible de la flottabilité, interdisant ainsi le mouvement convectif. Cependant, la surface de la Terre se déforme clairement, comme le montre la tectonique des plaques, et donc un autre mécanisme physique doit exister qui induit un affaiblissement rhéologique et permet à la lithosphère de se déformer. Le fluage de la dislocation permet un ramollissement modéré à mesure que la contrainte augmente. Cependant, pour l'exemple ci-dessus pour une chute de température lithosphérique typique, une augmentation irréaliste de la contrainte d'un facteur 10 8 serait nécessaire pour compenser le raidissement thermique. Le fluage par diffusion permet potentiellement un ramollissement important si la granulométrie est réduite, et pour l'exemple ci-dessus une réduction granulométrique d'un facteur 10 –3 suffirait à mobiliser une plaque et/ou permettre à une brame de couler. Les exemples géologiques de réduction de la taille des grains dans la lithosphère de trois ordres de grandeur et potentiellement plus dans des régions fortement déformées abondent (plus d'informations à ce sujet dans la section «Formation des plaques tectoniques»). La compréhension des mécanismes physiques responsables de l'affaiblissement rhéologique de la lithosphère qui compense le raidissement thermique et permet une déformation en plaques est un domaine de recherche actif.

Former des plaques tectoniques

Le caractère en forme de plaque de la couche limite thermique froide du manteau, ou lithosphère, peut être décrit comme de vastes zones d'intérieurs de plaques à peine déformées, séparées par des limites de plaques faibles et étroites qui subissent une déformation intense (à quelques exceptions près, comme de larges limites de plaques diffuses, par exemple dans l'océan Indien, voir Gordon, DeMets, & Royer, 1998). Comprendre les mécanismes physiques responsables d'un tel mouvement en forme de plaque, qui nécessitent une certaine forme d'affaiblissement rhéologique et de localisation des contraintes dans la lithosphère, est l'une des plus grandes questions de la géodynamique (voir Bercovici et al., 2015, pour une revue récente). Les solutions proposées incluent des comportements de déformation complexes, tels que des rhéologies plastiques, cassantes ou dépendantes de la taille des grains.

La déformation fragile est l'un des cas les plus extrêmes de localisation de déformation, où le matériau se brise le long de failles étroites qui restent faibles même après la fin de la déformation. Cependant, la rhéologie fragile n'est pas active pour la majeure partie de la profondeur de la lithosphère océanique, laissant place à un comportement semiductile et éventuellement ductile à des profondeurs supérieures à environ 10 km (Kohlstedt, Evans, & Mackwell, 1995).

Un autre candidat pour la localisation du cisaillement dans la lithosphère est la viscoplasticité, qui dicte que le matériau agit comme un fluide visqueux fort à faibles contraintes. Mais une fois que la contrainte dépasse une limite d'élasticité, la viscosité chute ou dans des cas extrêmes, la résistance à l'écoulement reste faible quelle que soit la vitesse de déformation. Les rhéologies viscoplastiques peuvent réussir à générer un mouvement de type plaque (Moresi & Solomatov, 1998 Trompert & Hansen, 1998 Tackley, 2000b van Heck & Tackley, 2008 Foley & Becker, 2009) mais sont difficiles à concilier avec d'autres observations importantes. Par exemple, alors qu'il est connu que l'élasticité plastique se produit dans les roches, les expériences de laboratoire sur la déformation des roches induisent une limite d'élasticité beaucoup plus élevée que ce qui est utilisé dans les modèles géodynamiques. De plus, les zones faibles formées à la suite de la plastification ne sont actives que tant que la déformation est en cours et disparaissent (ou retrouvent leur résistance) une fois la déformation terminée. En revanche, les limites des plaques tectoniques sont connues pour être des caractéristiques durables, qui restent faibles pendant un certain temps même sans être déformées et peuvent être transportées avec le matériau et être réactivées plus tard (Toth & Gurnis, 1998 Gurnis, Zhong, & Toth, 2000). En fait, les limites de plaques dormantes (par exemple, les sutures et les zones de fractures inactives) peuvent conserver leur mémoire de déformation sous la forme de zones faibles intrinsèques sur des échelles de temps beaucoup plus longues que le temps de renversement du manteau convectif typique. En d'autres termes, la force dépendante de l'histoire de la déformation de la lithosphère ne peut pas être expliquée avec une rhéologie viscoplastique de type instantané.

Pour que la localisation de la contrainte se produise, il faut un mécanisme de rétroaction positive dans lequel la déformation elle-même provoque un affaiblissement, les zones faibles concentrent ensuite la déformation, ce qui provoque un affaiblissement supplémentaire, etc. Un exemple d'un tel auto-affaiblissement dynamique est le couplage d'une viscosité dépendante de la température et d'un échauffement visqueux : la déformation provoque un échauffement par friction, ce qui rend le matériau plus chaud et plus faible et donc plus facilement déformé, provoquant la focalisation de la déformation sur la zone faible, conduisant à plus de chauffage et d'affaiblissement, et ainsi de suite. Comme les anomalies thermiques mettent du temps à se dissiper, les zones faibles chaudes peuvent être conservées pendant un certain temps et permettre une certaine dépendance historique de la résistance du matériau. Cependant, pour les matériaux lithosphériques et du manteau, la diffusion thermique est relativement rapide, et le souvenir de la faiblesse induite ne dure que quelques millions d'années, ce qui est inférieur à ce qui est nécessaire pour expliquer les limites de plaques à vie longue. Il existe d'autres limitations pour le mécanisme d'auto-adoucissement thermique pour expliquer la déformation lithosphérique localisée. Par exemple, la nature diffusive des anomalies thermiques ne permet qu'une faible localisation et un mouvement toroïdal. Bien qu'il ne soit pas suffisant à lui seul, l'auto-adoucissement thermique peut quand même aider à la localisation de la contrainte (Kameyama, Yuen, & Fujimoto, 1997 Foley, 2018).

Les fluides de la lithosphère, tels que l'eau, sous forme de pores ou de phases minérales hydratées, peuvent servir d'agents affaiblissants à longue durée de vie. Dans ce cas, l'affaiblissement peut se produire en raison de la réduction du frottement par la pression interstitielle, ou par la lubrification des limites des plaques par l'introduction de sédiments dans les zones de subduction ou la serpentinisation le long des failles. La longévité des zones potentiellement faibles aux échelles de temps géologiques est assurée par la faible diffusivité chimique de l'hydrogène dans les minéraux, par opposition, par exemple, à des vitesses de diffusion thermique beaucoup plus rapides. L'une des principales difficultés liées à l'utilisation de l'eau pour l'affaiblissement à l'échelle lithosphérique est que ses effets sont susceptibles d'être limités à de faibles profondeurs. Plus précisément, la réduction du frottement par la pression interstitielle favorise la rupture fragile et le glissement par frottement, qui ne sont pertinents qu'à une profondeur d'environ 10 à 20 km. Ingérer de l'eau à de plus grandes profondeurs, disons au fond d'une limite de plaque à environ 100 km de profondeur, nécessiterait de pousser le fluide contre un grand gradient de pression lithosphérique puis de l'empêcher de s'échapper (par exemple, en invoquant des perméabilités négligeables). Il existe des mécanismes, tels que la fissuration thermique (Korenaga, 2007) ou la création de vides et de microfissures par déformation (Bercovici, 1998 Bercovici & Ricard, 2003 Landuyt & Bercovici, 2009b) qui peuvent potentiellement permettre à l'eau de pénétrer et serpentiniser les quelques dizaines de kilomètres de la plaque. Cependant, il n'existe aucun mécanisme connu qui lui permettrait d'affaiblir la partie la plus profonde et potentiellement la plus forte de la lithosphère.

Un indice important pour comprendre la physique de l'affaiblissement lithosphérique, et donc la formation des limites des plaques tectoniques, provient de la microstructure observée des roches déformées, en particulier la taille des grains minéraux et la densité des défauts intragranulaires. Les limites des plaques exposées à la surface de la Terre (c'est-à-dire dans les ophiolites et les zones de cisaillement lithosphériques), ainsi que des échantillons provenant d'expériences de déformation de la roche, montrent que les parties de la roche qui ont subi une déformation extrême présentent un degré substantiel de recristallisation et de réduction de la taille des grains. . L'évolution de la taille des grains, y compris les processus de croissance des grains par diffusion et de retrait des grains par recristallisation dynamique, est régie par des processus à l'échelle atomique, dont la thermodynamique est décrite par la théorie de l'endommagement des grains (Bercovici & Ricard, 2005 Austin & Evans, 2007 Ricard & Bercovici, 2009 Rozel, Ricard, & Bercovici, 2011). La théorie de l'endommagement des grains postule que si la majeure partie du travail de déformation est dissipée sous forme de chaleur et de déformation visqueuse irrécupérable, une petite fraction du travail va vers l'énergie récupérable, qui est stockée sous forme de défauts de grain et de nouvelle zone de joint de grain (c'est-à-dire en divisant le même volume de matière en un plus grand nombre de grains). Les dommages aux grains peuvent induire une rétroaction de localisation de cisaillement par l'interaction de la rhéologie sensible à la taille des grains (telle que le fluage par diffusion ou le glissement des limites des grains (Hirth & Kohlstedt, 2003) et la réduction de la taille des grains via la recristallisation dynamique (Karato, Toriumi, & Fuji, 1980 Derby & Ashby, 1987) : une plus petite taille de grain rend le matériau plus faible, qui se déforme donc plus facilement, augmentant la quantité de travail de déformation disponible pour entraîner la recristallisation et l'endommagement des grains, réduisant davantage la taille des grains, etc. (Braun et al., 1999 Kameyama et al., 1997 Bercovici & Ricard, 2005 Ricard & Bercovici, 2009 Rozel et al., 2011) Dans les matériaux monominéraux, la recristallisation a lieu tant que le matériau se déforme par fluage de dislocation, qui domine à fortes contraintes et à gros grains Une fois que les grains rétrécissent à des tailles auxquelles les rhéologies dépendantes de la taille des grains s'installent, le processus de recristallisation devient limité, de même que la rétroaction de localisation auto-affaiblissante (De Bresser, ter Heege, & Spires, 2001). Cependant, les roches lithosphériques sont polyminérales (l'olivine et le pyroxène étant les minéraux ou phases les plus abondants), et l'évolution granulométrique de chaque phase est fortement affectée par la présence de l'autre. Tout d'abord, la vitesse de grossissement des grains, qui se produit indépendamment du fait que le matériau se déforme ou non et rend généralement le matériau plus résistant, est significativement entravée par la phase secondaire, cela se produit car les grains croissent par diffusion atomique, et il est difficile d'échanger atomes entre les grains qui sont séparés par un autre minéral. Ainsi, la croissance du grain est effectivement bloquée par la phase secondaire, un effet connu sous le nom de « pinning Zener ». Deuxièmement, comme les grains de chaque phase se déforment pour s'adapter à la déformation, que ce soit en fluage de diffusion ou de dislocation, ils sont obligés de se déplacer autour des grains de l'autre phase, ce qui entraîne une distorsion plus forte des joints de grains que s'il s'agissait d'un matériau monophasique. cela augmente l'énergie interne du grain et réduit la quantité d'énergie nécessaire à sa recristallisation et à sa division en grains plus petits. Ainsi, la présence de la phase secondaire facilite l'endommagement des grains et induit une réduction de la taille des grains même lorsque le matériau se déforme dans le régime de fluage par diffusion sensible à la taille des grains, permettant ainsi une rétroaction auto-affaiblissante par l'endommagement des grains (Bercovici & Ricard, 2012).En effet, les exemples géologiques de mylonites et d'ultramylonites péridotites, où de grandes déformations sont en corrélation avec une réduction extrême de la taille des grains et ont été observés à tous les types de joints de plaques, présentent généralement des roches polyminérales, souvent enchâssées dans une matrice de matériau monophasique à gros grains. (Warren & Hirth, 2006 Herwegh, Linckens, Ebert, Berger, & Brodhag, 2011 Linckens, Herwegh, Müntener, & Mercolli, 2011 Linckens, Herwegh, & Müntener, 2015). De plus, le ralentissement de la croissance des grains dû à l'épinglage dans les matériaux polyminéraux favorise la longévité des zones faibles endommagées même après la fin de la déformation, permettant ainsi des limites de plaques dormantes à longue durée de vie (Bercovici & Ricard, 2014).

Les modèles géodynamiques présentant une rhéologie des dommages ont reproduit avec succès certaines des caractéristiques de type plaque du mouvement lithosphérique, notamment le mouvement toroïdal, les limites de plaques fortement localisées et la microstructure observée (Bercovici & Ricard, 2005 Landuyt, Bercovici, & Ricard, 2008 Landuyt & Bercovici, 2009b Foley, Bercovici, & Landyut, 2012 Bercovici & Ricard, 2013, 2014 Foley & Bercovici, 2014 Bercovici & Ricard, 2016 Bercovici & Mulyukova, 2018 Mulyukova & Bercovici, 2017, 2018) généré à des contraintes et températures typiques des plaques tectoniques et est un lieu prometteur pour d'autres tests dans les modèles mondiaux de convection du manteau. Bien que les dommages aux grains et l'épinglage soient potentiellement un mécanisme important de génération de plaques (en particulier dans la partie froide et ductile la plus profonde de la lithosphère), il est probable que les effets de la déformation fragile, de la lubrification par les fluides et potentiellement d'autres processus jouent un rôle important à faible profondeur. profondeurs (Lenardic & Kaula, 1994, 1996 Korenaga, 2007 Bercovici et al., 2015).

Convection du manteau sur la Terre primitive

La convection du manteau à l'état solide a probablement commencé quelques dizaines ou centaines de millions d'années après que la Terre a connu son dernier impact majeur, qui s'est produit il y a environ 4,5 Gyr et a conduit à la formation de la lune (Canup & Asphaug, 2001). L'énergie libérée par l'impact a probablement laissé la planète en grande partie en fusion (bien qu'elle ait également pu l'être avant l'impact), une partie de l'histoire de la Terre appelée océan de magma (Elkins-Tanton, 2008 Solomatov, 2015). Il faudrait environ 10 Myr ou plus (selon le modèle) pour que presque tout l'océan magmatique se cristallise, se différencie et que la convection du manteau à l'état solide s'installe (voir Foley, Bercovici, & Elkins-Tanton, 2014, et références y figurant). Comprendre la nature de cet écoulement convectif précoce (c'est-à-dire son efficacité de transport de chaleur et sa capacité à mobiliser et à déformer la surface) est crucial pour reconstituer l'histoire dynamique et l'évolution de la Terre, ainsi que pour interpréter son état actuel.

Les archives géologiques deviennent de plus en plus clairsemées dans le passé profond de la Terre. Cependant, un certain nombre d'hypothèses sûres peuvent être faites sur l'état physique primitif de la planète sur la base de certaines considérations théoriques. Tout d'abord, la taille ou la masse de la Terre est probablement restée plus ou moins la même après le dernier impact géant de formation de la lune. Deuxièmement, l'intérieur de la Terre s'est refroidi pendant une partie importante de son histoire, bien que le taux de refroidissement de ses différentes couches (noyau, manteau et croûte en évolution) puisse varier, en fonction de leurs concentrations d'éléments producteurs de chaleur et de leur capacité d'échanger de la chaleur les uns avec les autres (par exemple, conduction thermique à travers le CMB, ou flux de downwellings froids et upwellings chauds à travers la zone de transition). L'histoire thermique du manteau est régie par la compétition entre l'échauffement interne par les éléments radioactifs et les pertes de chaleur en surface par convection. La principale incertitude des premiers réside dans les abondances d'éléments radiogéniques dans le manteau alors que leurs demi-vies sont connues, leur concentration initiale, et donc leur contribution nette, est inconnue. Cependant, la plus grande incertitude de loin sur l'histoire thermique du manteau provient du taux supposé de refroidissement par convection au cours du temps et en particulier de l'initiation et du taux de subduction, qui est le mécanisme dominant par lequel le manteau se refroidit (van Hunen & van den Berg, 2008 van Hunen & Moyen, 2012). Le refroidissement du manteau pendant au moins les 3 derniers Gyr est limité par les températures mesurées de la source du manteau qui a formé les laves au niveau des dorsales médio-océaniques, qui semblent devenir de plus en plus froides à mesure qu'elles sont jeunes : de 1500 à 1600 °C il y a 2,5 à 3 Gyr à 1350 °C aujourd'hui (Herzberg, Condie, & Korenaga, 2010). De plus, l'existence du noyau interne, qui est le produit d'un noyau externe liquide qui se refroidit et se cristallise, implique que l'intérieur profond de la Terre se refroidit au fil du temps.

La vitesse à laquelle la chaleur peut s'échapper du manteau vers l'espace dépend de la chute de température à travers la couche limite thermique supérieure de la Terre, et donc de la température de surface, qui à son tour est contrôlée par l'effet thermiquement isolant de l'atmosphère (l'effet de serre), comme ainsi que la quantité d'énergie solaire incidente. L'effet de serre aide à maintenir la température de l'atmosphère relativement stable, et on peut donc supposer que pendant la majeure partie de l'histoire de la Terre, la différence de température à travers la lithosphère a été contrôlée par la température interne du manteau (Sleep & Zahnle, 2001 Lenardic, Jellinek, & Moresi, 2008).

Une autre différence importante entre la Terre jeune et la Terre moderne est la présence et le volume des continents. Les continents ont un effet isolant, qui entrave le flux de chaleur de surface en raison de leur grande épaisseur (par rapport aux plaques océaniques) et d'une concentration plus élevée d'éléments radiogéniques. Les mesures du flux de chaleur sur la Terre moderne soutiennent cette notion : après correction du réchauffement radioactif, le flux de chaleur du manteau est d'environ un ordre de grandeur inférieur à la surface des continents par rapport au fond marin (Stein & Stein, 1992 Jaupart et al., 2015, et les références qui y figurent). Le rôle des continents en tant qu'isolants thermiques, et le manteau anormalement chaud et flottant qui en résulte, a été invoqué comme mécanisme de la dispersion continentale et de la réorganisation subséquente des supercontinents - un élément clé du cycle de Wilson (Gurnis, 1988 Rolf et al. , 2012). Cependant, la question de savoir si l'effet d'isolation thermique est suffisant pour déplacer les continents reste sujette à débat (Lenardic, Moresi, Jellinek, & Manga, 2005, Lenardic et al., 2011 Heron & Lowman, 2011 Bercovici & Long, 2014). entre la lithosphère continentale forte et la lithosphère océanique beaucoup plus faible aide à y localiser les contraintes et peut servir de zone d'hétérogénéité et de faiblesse où de nouvelles limites de plaques peuvent se former (Kemp & Stevenson, 1996 Schubert & Zhang, 1997 Regenauer-Lieb, Yuen, & Branlund , 2001 Rolf & Tackley, 2011 Mulyukova & Bercovici, 2018).

La modélisation de la dynamique du manteau sur la Terre primitive implique de comprendre la convection du manteau à des températures internes plus élevées. En utilisant le cadre théorique décrit, nous pouvons caractériser la dynamique du manteau au fil du temps en utilisant le nombre de Rayleigh, qui décrit la vigueur de la convection et la différence de viscosité induite thermiquement à travers la lithosphère, qui présente le plus grand obstacle à l'écoulement convectif à travers le raidissement de la couche limite thermique froide. .

On peut supposer qu'un manteau plus chaud dans le passé aurait pu convecter plus vigoureusement (ou à un nombre de Rayleigh plus élevé) en raison de la viscosité plus faible des roches du manteau, qui sont extrêmement sensibles à la température. Certaines formulations mathématiques de la dépendance à la température de la viscosité (par exemple, la paramétrisation de Frank-Kamenetskii) suggèrent que pour un saut de température donné, la différence de viscosité induite thermiquement est plus petite à des températures plus élevées. Ainsi, un manteau et une lithosphère plus faibles que ceux de la Terre moderne rendraient la convection et la tectonique des plaques plus efficaces dans le passé. En utilisant une certaine paramétrisation de cette relation positive entre la température du manteau et le flux de chaleur convectif (c'est-à-dire, comme la relation canonique nombre de Nusselt-nombre de Rayleigh présentée dans la section « Bases de la convection thermique »), ainsi que le taux de chauffage interne pour certaines abondances plausibles d'éléments radioactifs, il est possible d'extrapoler la température interne du manteau dans le temps à partir de la valeur actuelle. En fonction des détails de cette paramétrisation, tels que la valeur moderne supposée pour le rapport entre le chauffage interne et le flux de chaleur convectif, appelé rapport Urey (voir Christensen, 1985), il existe une gamme de modèles d'évolution thermique possibles (Korenaga, 2006 Silver & Behn, 2008). Les scénarios possibles incluent le cas de la catastrophe thermique paradoxale (Christensen, 1985), obtenu pour une faible valeur du rapport d'Urey actuel (environ 0,3), où la température du manteau dépasse des valeurs bien au-delà de l'incertitude (la température du manteau augmente rapidement et diverge vers des valeurs irréalistes avant d'atteindre 2 Ga). Pour éviter la catastrophe thermique, on pourrait supposer une valeur plus élevée du rapport d'Urey moderne, par exemple une valeur de 0,7 donne un modèle d'évolution thermique raisonnable. Cependant, un rapport d'Urey aussi élevé implique une concentration beaucoup plus élevée d'éléments radioactifs dans le manteau, ce qui est difficile à concilier avec la gamme fournie par l'analyse cosmogénique. Une solution alternative consiste à supposer que le flux de chaleur du manteau est moins sensible à la température de l'intérieur que ce qui est prédit par le modèle Rayleigh-Bénard (c.

R a b , où dans Rayleigh-Bénard simple b = 1 / 3 , mais b < 1 / 3 pour un flux de chaleur moins dépendant de la température). En particulier, des facteurs autres que la température peuvent jouer un rôle dans la rhéologie complexe de la lithosphère peut devoir être pris en compte (Korenaga, 2006, 2007, 2013).

La couche limite thermique du sommet froid du manteau diffère du reste du manteau non seulement par son profil thermique conducteur mais aussi par sa composition, car elle subit une différenciation assistée par fusion (c'est-à-dire une ségrégation par fusion fractionnée et migration de fusion, qui sépare la croûte et la lithosphère appauvrie). La fusion à des températures plus élevées conduit à une lithosphère plus déshydratée. Il est encore plus difficile pour une lithosphère plus sèche, et donc plus rigide, de sombrer sous sa propre flottabilité négative (Conrad & Hager, 2001 Korenaga, 2006). De plus, un degré de fonte plus élevé produit une plus grande partie de la croûte basaltique chimiquement flottante, ce qui réduit encore la capacité de la lithosphère à couler (Davies, 2009). Ainsi, la tectonique des plaques aurait pu être moins susceptible de se produire sur une Terre plus chaude et plus jeune. Si la lithosphère ne peut pas subduction, la convection du manteau peut se dérouler dans un régime différent, dans lequel le transport de chaleur de l'intérieur vers la surface est limité à la conduction à travers une épaisse couche immobile (par exemple, le mode couvercle stagnant, Solomatov & Moresi, 1997) et le volcanisme ( ex., mode caloduc, Spohn, 1991 Moore et al., 2017 Lourenço, Rozel, Gerya, & Tackley, 2018) et est donc relativement inefficace, cela signifierait que le taux de refroidissement planétaire était plus lent dans le passé. Comment et quand la subduction, et plus généralement la tectonique des plaques, a commencé est une question d'une importance redoutable dans les modèles d'évolution de la Terre, mais la réponse est obscurcie par notre compréhension actuellement limitée des mécanismes physiques responsables de la formation des frontières des plaques, ainsi que de la la pénurie d'échantillons et de données géologiques sur l'histoire profonde de la Terre, dont nous discutons ensuite.

Il n'y a pas d'échantillons de roche préservés des premières centaines de millions d'années après la congélation de l'océan magmatique. Les seules données géologiques disponibles pour élucider cette première étape de l'histoire de la Terre sont des inclusions minérales dans les zircons (Mojzsis, Harrison, & Pidgeon, 2001 Valley, Peck, King, & Wilde, 2002). L'analyse géochimique de cet ensemble de données éparses montre des preuves de la fonte des sédiments et de la formation de granite, ce qui peut impliquer que la subduction a peut-être déjà opéré à ce stade précoce (Hopkins, Harrison, & Manning, 2010). Cependant, l'application de l'ensemble de données extrêmement épars sur les zircons (en termes de leur distribution temporelle et spatiale) pour déduire le régime tectonique mondial comporte une incertitude importante (Korenaga, 2013).

L'une des principales caractéristiques de la tectonique des plaques est la production et la destruction continues de la lithosphère océanique. Ainsi, les indicateurs géologiques d'une lithosphère mobilisée doivent provenir des marqueurs plus indirects, censés être laissés sur la fraction de la surface de la Terre qui est moins sujette à la destruction (Condie & Kröner, 2008). Par exemple, lorsque le fond marin est consommé par subduction, les continents de chaque côté entrent en collision et forment des orogènes synchrones, qui peuvent ensuite être préservés même après la séparation des continents. La surface de la Terre semble avoir traversé plusieurs épisodes d'assemblage et de dispersion continentale, connus sous le nom de cycle de Wilson, formant dans certains cas des supercontinents, où pratiquement tous les continents se rejoignent. On pense que le plus ancien supercontinent est Kenorland, qui s'est réuni il y a environ 2,7 Gyr. La nécessité de fermer plusieurs océans afin de former un supercontinent fournit une preuve convaincante que la tectonique des plaques à l'échelle mondiale se produisait déjà à cette époque.

En outre, il existe des exemples de roches qui se sont sans doute formées dans des contextes géologiques caractéristiques de la tectonique des plaques et qui sont plus anciennes que 3 Gyr. Les exemples incluent des xénolites de 3 Gyr du craton de Kaapvaal, dont la signature isotopique de l'oxygène montre qu'ils peuvent provenir de la croûte océanique subductée, une zone de suture de 3,6 Gyr et un complexe d'accrétion de 3,8 Gyr, tous deux au Groenland, sont quelques-uns des les plus anciennes structures géologiques révélatrices d'une tectonique convergente. Cependant, il reste controversé de savoir si les processus qui ont formé ces roches sont représentatifs de l'état global de la surface planétaire. De plus, il existe d'autres explications sur la façon de les former, qui n'impliquent pas de processus tectoniques, ajoutant à l'incertitude de l'interprétation. ces échantillons (Stern, 2004, 2005 Condie & Kröner, 2008 Palin & White, 2016 Condie, 2018).

L'absence d'échantillons de roche qui devraient se former si la tectonique est répandue a été invoquée comme preuve de l'absence de tectonique des plaques. Par exemple, l'absence de preuves d'un métamorphisme à haute et ultra-haute pression avant environ 1 Gyr, comme les schistes bleus et les éclogites, qui devraient se former dans les environnements de zone de subduction, a été suggérée pour indiquer que la subduction n'a pas commencé avant il y a environ 1 Gyr (Stern, 2005). Cependant, d'autres études préviennent que l'absence de roches à haute pression préservées à la surface n'empêche pas l'opération de subduction sur la Terre antérieure, cela peut plutôt indiquer que les processus requis pour l'exhumation des roches précédemment subductées étaient limités, ou que la haute -les phases de pression formées lors de la subduction de la lithosphère océanique plus chaude, plus épaisse et plus riche en magnésium seraient différentes de celles, par exemple, du faciès des schistes bleus généralement formés dans les zones de subduction modernes (Brown, 2006 Korenaga, 2013 Palin & White, 2016).

L'initiation de la subduction reste un problème extrêmement difficile en géodynamique aujourd'hui (Stern, 2004 Condie & Kröner, 2008 Wada & King, 2015). Les mécanismes physiques qui permettent à la lithosphère de surmonter son raidissement thermique et d'initier spontanément la subduction sont vivement débattus, les modèles proposés comprenant l'affaiblissement par rifting (Kemp & Stevenson, 1996 Schubert & Zhang, 1997), le chargement de sédiments et l'injection d'eau (Regenauer- Lieb et al., 2001], la réactivation de zones de failles préexistantes (Toth & Gurnis, 1998 Hall, Gurnis, Sdrolias, Lavier, & Mueller, 2003), ou les zones faibles formées par accumulation de dommages lithosphériques de proto-subduction ( Bercovici & Ricard, 2014), effondrement des marges passives (par exemple, Stern, 2004 Mulyukova & Bercovici, 2018) ou à une frontière de plaque transformée active (Casey & Dewey, 1984) et initiation de la subduction induite par le panache (Gerya, Stern, Baes, Sobolev, & Whattam, 2015). Une meilleure compréhension de la physique des roches, ainsi qu'une interrogation plus approfondie des archives géologiques, géochimiques et pétrologiques de la dynamique terrestre primitive continuent d'être des domaines de recherche fructueux.

Convection du manteau sur d'autres planètes terrestres

Les planètes rocheuses du système solaire présentent une grande variation dans leurs caractéristiques observées, y compris la taille, les anomalies de gravité, la topographie, le champ magnétique, l'atmosphère, la distance du soleil, qui affectent tous leur dynamique intérieure. Les sources de chaleur disponibles pour entraîner l'écoulement du manteau et le refroidissement par convection (à l'exception possible de Mercure, dont le manteau peut se refroidir par conduction), y compris les sources de chaleur primordiales et radioactives, sont limitées et ne se reconstituent pas. C'est pourquoi l'activité planétaire entraînée par la convection du manteau, comme le volcanisme et la production de croûte, s'affaiblit et finit par s'éteindre avec le temps. La vitesse à laquelle une planète se refroidit est déterminée par son bilan thermique initial, ainsi que par l'efficacité avec laquelle elle peut libérer de la chaleur. Par exemple, les planètes plus petites ont moins de chaleur primordiale, car elles ont subi moins d'impacts lors de l'accrétion et la différenciation de leurs noyaux métalliques était associée à une libération d'énergie gravitationnelle plus faible. Quant au transport de chaleur hors de l'intérieur des planètes, la tectonique des plaques est le mécanisme le plus efficace (comme sur Terre), suivi par les régimes de convection lents et stagnants du couvercle (pour Vénus et Mars), et enfin par le refroidissement par conduction (éventuellement pour Mercure ). Dans notre système solaire, la Terre est le plus grand corps terrestre, avec la plus grande quantité de chaleur à dissiper, et dont le manteau, au moins actuellement, transporte la chaleur par convection le plus efficacement. Il est important de noter qu'aucune des planètes terrestres connues, à part la Terre, ne semble avoir de rajeunissement de surface par la tectonique des plaques.

Vénus

Vénus est sans doute la plus similaire à notre propre planète, au moins en termes de taille (qui détermine la profondeur interne, ou la pression, la structure) et la distance au Soleil (qui détermine la quantité de chauffage de surface par le rayonnement solaire). La surface vénusienne semble être jeune, sèche et enveloppée dans une atmosphère épaisse, dense et opaque, ce qui rend les observations à distance particulièrement difficiles. A environ 460°C, la surface de Vénus est de plusieurs centaines de degrés plus chaude que celle de la Terre, ce que certaines études ont attribué à l'emballement de l'effet de serre et à la perte éventuelle d'eau (Kasting, 1988) : l'eau liquide est un acteur important du cycle géologique du carbone, qui sur Terre a attiré la majeure partie du carbone dans les roches carbonatées et permet un climat tempéré, tandis que sur Vénus, les conditions sèches ne permettent pas à la surface d'extraire les gaz à effet de serre de l'atmosphère, gardant ainsi la surface chaude (Driscoll & Bercovici, 2013).La température du manteau vénusien est probablement plus élevée que celle de la Terre, car il semble être dans un régime de convection moins efficace (c'est-à-dire un régime de couvercle stagnant ou mobile voir Solomatov & Moresi, 1997 Moresi & Solomatov, 1998) avec une surface plus ralentirait le flux de chaleur de l'intérieur.

L'âge relativement jeune de la croûte sur Vénus, estimé à environ 500 Myr par le comptage des cratères (Strom, Schaber, & Dawson, 1994), indique des événements de rajeunissement de la surface mondiale, vraisemblablement par un volcanisme étendu ou un effondrement lithosphérique , Morein, Roberts et Malamud, 1999). Selon le modèle d'évolution thermique choisi, y compris la vitesse à laquelle la surface refroidie peut être recyclée dans le manteau, la température du manteau de Vénus pourrait être d'environ 200 °Plus chaud que celui de la Terre (Lenardic et al., 2008 Landuyt & Bercovici, 2009a). Une surface et peut-être un intérieur plus chauds font de Vénus un analogue populaire de la Terre primitive, et certains des raisonnements de la géodynamique de la Terre primitive peuvent être appliqués pour comprendre la dynamique de Vénus et vice versa. Par exemple, il a été supposé que les conditions plus chaudes sur Vénus sont la raison pour laquelle il n'y a pas de tectonique des plaques. L'un des arguments est qu'une surface plus chaude, mais une température du manteau similaire sur Vénus par rapport à la Terre, réduit le contraste de température à travers la lithosphère vénusienne, et donc la quantité de flottabilité négative disponible pour la déformer et potentiellement la mobiliser (Lenardic et al., 2008). Un autre argument est que si les dommages aux grains sont responsables de la formation de joints de plaques sur Terre, ce qui nécessite un rapport suffisamment élevé entre les taux de croissance des grains et la réduction de la taille des grains, alors la température de surface plus élevée sur Vénus rendrait la croissance des grains plus rapide, potentiellement inhibant la formation de zones de cisaillement localisées à grain fin, ou de zones de faiblesse où de nouvelles limites de plaques peuvent se former (Landuyt & Bercovici, 2009a Foley et al., 2012 Bercovici & Ricard, 2014). Une différence potentiellement importante entre la Terre et Vénus est que, malgré leur taille similaire, Vénus ne semble pas avoir de manteau supérieur à faible viscosité, ou d'asthénosphère, ce qui a été déduit par des études de modélisation numérique de la convection du manteau sur Vénus, limitée par les phénomènes observés. topographie de surface, volcanisme et géoïde (Huang et al., 2013). La contrainte convective agissant sur la lithosphère vénusienne est donc vraisemblablement plus petite que celle sur Terre (Höink, Lenardic, & Richards, 2012). En outre, il a été avancé que la lithosphère et le manteau vénusiens manquent d'eau, qui est un agent affaiblissant important, et sont donc plus rigides que ceux de la Terre (Nimmo & McKenzie, 1998 Hirth & Kohlstedt, 1996), rendant la mobilisation de la surface vénusienne encore plus Plus difficile. À strictement parler, les preuves d'observation des conditions sèches sur Vénus n'existent que pour son atmosphère et non pour son intérieur. Cependant, l'eau est un élément incompatible et est donc préférentiellement extraite de l'intérieur dans le processus de fonte et de volcanisme, et il n'y a pas de mécanisme évident sur Vénus par lequel l'eau serait renvoyée au manteau (c'est-à-dire, comme c'est le cas par subduction sur Terre ). Ainsi, même si les manteaux de Vénus et de la Terre ont commencé avec des compositions similaires, l'eau peut avoir été perdue du manteau vénusien, d'abord vers sa surface, puis vers son atmosphère, et inévitablement vers l'espace (Donahue & Hodges, 1992 Nimmo & McKenzie , 1998). Ces différences structurelles et d'autres entre la Terre (ou la Terre primitive) et Vénus incitent à une certaine prudence dans la comparaison des deux planètes.

Mars est le deuxième plus grand corps terrestre du système solaire après la Terre et Vénus, bien que son rayon de 3 390 km soit encore beaucoup plus petit que les deux autres et qu'il soit donc susceptible de se refroidir beaucoup plus rapidement vers l'espace. De plus, la présence possible d'eau dans le manteau martien (de l'ordre de 73 à 290 ppm H 2 O , ce qui est comparable à celui de la Terre voir McCubbin, Hauri, Elardo, Vander Kaaden, Wang, & Shearer, 2012), ainsi que sa forte teneur en fer (les olivines martiennes contiennent du FeO

18 % en poids, par rapport au FeO de la Terre

8 % en poids voir Zhao, Zimmerman, & Kohlstedt, 2009), agissent pour abaisser la viscosité du manteau, facilitant la convection et un transport de chaleur efficace. Le refroidissement rapide de Mars limite la fenêtre temporelle pendant laquelle son intérieur est suffisamment chaud pour provoquer la fonte et produire une croûte. En effet, il semble que la majeure partie de la croûte martienne s'est formée au début de son histoire, au cours des premiers centaines de millions d'années après l'accrétion (Nimmo & Tanaka, 2005). À l'heure actuelle, Mars est susceptible d'avoir un intérieur plus froid et moins actif par rapport à la Terre, ce qui explique peut-être l'absence d'un champ magnétique interne sur Mars (Acuna et al., 1998). La croûte martienne fortement magnétisée, cependant, suggère que la surface et l'intérieur de Mars peuvent avoir subi une activité importante dans le passé, en particulier au cours du premier milliard d'années après la formation du système solaire. La surface de Mars peut s'être déformée de la même manière que la tectonique des plaques sur Terre, d'après les cartes de l'aimantation rémanente de la croûte martienne obtenues à partir de missions spatiales : les lignes magnétiques quasi-parallèles de polarité magnétique alternée (Connerney et al., 1999), ainsi que les décalages magnétiques les contours de champ qui identifient les failles de transformation (Connerney et al., 2005) sont similaires aux caractéristiques magnétiques associées à l'étalement des fonds marins sur Terre. De plus, les structures géologiques interprétées à partir des données satellitaires, telles que le rifting et les failles décrochantes, peuvent également indiquer une déformation de surface de type tectonique des plaques (Yin, 2012).

Une autre caractéristique curieuse de la surface de Mars est sa dichotomie crustale, avec une croûte primordiale de 20 à 30 km d'épaisseur dans son hémisphère nord (Grott et al., 2013) et une croûte beaucoup plus épaisse, de 30 à 80 km et vraisemblablement plus jeune dans sa partie sud. hémisphère (Solomon et al., 2005), avec une différence d'âge de surface d'environ un milliard d'années entre les deux hémisphères. L'une des explications proposées pour la dichotomie crustale martienne postule qu'elle reflète le modèle de convection sous-jacent du manteau. Les simulations numériques de la dynamique intérieure martienne obtiennent un modèle d'écoulement du manteau avec un seul upwelling chaud sur un hémisphère et prédisent ainsi une production crustale accrue dans la région au cours de l'upwelling du manteau (Harder & Christensen, 1996 Harder, 2000 Keller & Tackley, 2009). On pense que la présence d'une vaste couche crustale faiblement conductrice sur Mars a isolé thermiquement le manteau afin de supprimer son taux de refroidissement et de prolonger son histoire d'activité volcanique (Plesa & Breuer, 2014). Les images à haute résolution de la surface martienne révèlent qu'elle a été géologiquement active, bien qu'à un rythme décroissant, depuis au moins 3,8 milliards d'années, avec des enregistrements de volcanisme sur les édifices de Tharsis dès deux millions d'années (Neukum et al. , 2004). Une telle activité volcanique récente sur Mars peut suggérer que ses volcans pourraient même entrer en éruption dans le futur et que son manteau n'est pas encore géodynamiquement mort.

Mercure

Mercure est la plus petite planète rocheuse de notre système solaire (environ 2 440 km de rayon) et celle qui est la plus proche du Soleil. La densité moyenne étonnamment grande de Mercure implique qu'il est beaucoup plus riche en fer que les autres planètes terrestres, ou a le plus grand rapport de noyau métallique au manteau de silicate, avec la taille du noyau supposé être plus de 2 000 km de rayon (plus dur & Schubert, 2001). Les quelques centaines de kilomètres d'épaisseur restants (400 km généralement utilisés dans les études de modélisation) sont probablement en convection dans le régime du couvercle stagnant pour apparemment tout son passé géologiquement enregistré, comme l'indique l'histoire des cratères extrêmement bien préservée à sa surface (Watters et al., 2016). Un refroidissement lent prolongé de l'intérieur de la planète semble avoir laissé des escarpements lobés à la surface de Mercure (Watters, Robinson, & Cook, 1998), interprétés comme des failles de chevauchement qui enregistrent l'ancien modèle de convection du manteau, en plus de la contraction globale (King, 2008). Les observations les plus récentes des escarpements traversant les cratères d'impact indiquent qu'ils sont relativement jeunes, moins de 50 Myr, ce qui implique que Mercure est probablement encore tectoniquement actif (Watters et al., 2016). La minéralogie de la croûte volcanique de Mercure, déduite des données géochimiques des récentes missions spatiales, enregistre l'histoire de son manteau de refroidissement : la fusion fractionnée par laquelle la croûte a été produite s'est produite à une profondeur plus faible et à une température plus basse avec le temps, d'environ 1 900 K et 360 km 4,2 Gyr, à environ 1700 K et 160 km 3,5 Gyr, avec l'activité magmatique se terminant il y a environ 3,5 Gyr lorsque le manteau est devenu trop froid pour fondre (Spohn, 1991 Namur & Charlier, 2017). Bien que le manteau de Mercure ne génère aucune activité volcanique à l'heure actuelle, son refroidissement doit néanmoins être très efficace, car il est capable d'évacuer la chaleur du noyau à un taux suffisamment élevé pour supporter la dynamo générée en interne (Ness et al., 1974 Connerney & amp Ness, 1988). Les modèles numériques de la dynamique interne de Mercure ont été en mesure de concilier son évolution magnétique et thermochimique, avec les formes possibles de la convection du manteau allant de nombreuses cellules à petite échelle à un seul upwelling et incluant des scénarios où la convection du manteau mercurien cesse complètement après 3-4 Gyr (Heimpel, Aurnou, Al-Shamali, & Perez, 2005 Tosi, Grott, Plesa, & Breuer, 2013).

La comparaison des observations faites sur différentes planètes telluriques est un outil puissant pour démêler la physique générale qui régit l'évolution planétaire. Bien sûr, l'ensemble de données actuellement disponible est relativement clairsemé, mais il augmente avec l'augmentation du nombre de missions spatiales. De plus, avec l'avènement de la découverte de planètes extra-solaires, il y a un espoir de trouver d'autres planètes avec une dynamique de manteau en forme de plaque, qui éluciderait le régime tectonique particulier de notre propre planète (par exemple, Valencia, O'Connell, & Sasselov, 2007 Sotin, Jackson, & Seager, 2010 Korenaga, 2010 van Heck & Tackley, 2011 Foley et al., 2012).

Conclusion

La convection du manteau régit l'évolution thermique et chimique de la Terre et des autres planètes telluriques de notre système solaire, dictant la dynamique des intérieurs planétaires et entraînant les mouvements géologiques à la surface. Le moteur ultime de l'écoulement du manteau convectif est que les planètes se refroidissent dans l'espace, libérant la chaleur acquise au cours de leur accrétion, ainsi que le chauffage interne radiogénique. La théorie de la convection thermique elle-même est une théorie physique bien établie enracinée dans la dynamique des fluides et la thermodynamique classiques. Les prédictions théoriques des vitesses d'écoulement, l'établissement de couches limites thermiques et le schéma convectif des downwellings en forme de plaque et des upwellings en panache vont loin dans la description de la circulation et de la structure dans le manteau terrestre. Cependant, la roche solide qui constitue le manteau s'écoule et se déforme d'une manière difficilement captée par les propriétés des fluides simples sur lesquels est basée la théorie de la convection classique. Par exemple, la manifestation de la convection du manteau sous forme de plaques tectoniques discrètes à la surface, avec des intérieurs de plaques solides et larges séparés par des limites de plaques faibles et étroites, reste l'un des phénomènes les plus déroutants en géoscience. Une grande partie des progrès accomplis pour expliquer comment et pourquoi le manteau terrestre se convection sous la forme de tectonique des plaques, contrairement à toute autre planète terrestre connue, provient des études des rhéologies des roches qui composent les manteaux planétaires, y compris leur dépendance à la température, au stress, la chimie et la taille des grains minéraux. Comprendre la physique qui régit la géodynamique de la Terre moderne est essentiel pour reconstituer l'histoire thermique et chimique de notre planète. Par exemple, il reste problématique d'expliquer comment la Terre est agitée par des plaques de subduction profondes mais apparaît toujours non mélangée lors de la production de fontes au niveau des dorsales médio-océaniques et des îles océaniques. Pour démêler l'histoire de l'agitation du manteau, une meilleure compréhension de la fusion, de la ségrégation chimique et du mélange dans le manteau est nécessaire.

La théorie de la convection du manteau explique avec succès de nombreuses caractéristiques clés de la dynamique de l'intérieur et de la surface de la planète, unifiant les observations géoscientifiques avec les théories fondamentales de la physique et de la mécanique des fluides. Cependant, les études sur la convection du manteau ont également ouvert de nombreuses nouvelles questions et mystères sur le fonctionnement de la Terre et d'autres planètes rocheuses à aborder par les futures générations de scientifiques terrestres et planétaires.


Études numériques de la convection du manteau et de l'évolution thermique des planètes telluriques

Les données des engins spatiaux ainsi que les observations terrestres acquises au cours des quarante dernières années ont révélé de nombreuses similitudes entre les quatre planètes intérieures. Il est généralement admis que Mercure, Vénus, la Terre et Mars se sont formés à partir de l'accrétion dans la nébuleuse solaire en fonction de leurs âges de surface, densités et direction de révolution similaires autour du Soleil. Parce que le refroidissement net de la Terre est largement contrôlé par la convection du manteau, il est probable que la convection du manteau a également joué un rôle dans l'évolution thermique de Mercure, Vénus et Mars. Il existe des preuves implicites de la convection interne sur Terre en raison des crêtes océaniques et des mouvements des plaques de surface, mais il est difficile de déterminer si les autres planètes intérieures subissent ou ont subi une convection du manteau. L'hypothèse faite par les planétologues est que les grands corps terrestres contenant des concentrations de sources de chaleur radiogénique comparables à celle de la Terre doivent en quelque sorte transférer leur chaleur interne à la croûte d'une manière similaire à la Terre. Étant donné que l'échappement de chaleur entraîne probablement la convection thermique dans le manteau, il est peu probable que la convection du manteau n'ait pas existé sur les autres planètes terrestres. Les formes possibles de convection sur Mercure, Vénus et Mars sont les événements de renversement du manteau, la convection à petite échelle, la convection induite par les bords, les panaches du manteau et la convection induite par impact localisé. Dans cette recherche, la possibilité de convection sur Mars et Mercure et son implication dans l'évolution thermique de chaque planète est examinée. En particulier, le rôle d'un ou plusieurs panaches du manteau dans la formation de la montée de Tharsis, de Mars et de la convection lente dans un manteau mercurien comme moyen de maintenir une dynamo centrale sont abordés. La planète Vénus est plus compliquée en raison de la température et de la pression élevées à la surface. La convection du manteau existe probablement sur Vénus, mais l'absence de tectonique des plaques empêche un refroidissement efficace du manteau. Les sujets spécifiques à traiter par la modélisation de l'évolution thermique sont l'effet des températures de surface élevées sur la convection du manteau et si les processus dynamiques du manteau peuvent soutenir la topographie élevée observée. Étant donné que les modèles numériques 1D simplifient excessivement les équations complètes du mouvement de convection, cette recherche utilise des géométries cartésiennes 2D, sphériques axisymétriques 2D et sphériques 3D.


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L'évolution de Mars. / Dohm, J. M. Miyamoto, H. Maruyama, S. Baker, V. R. Anderson, R. C. Hynek, B. M. Robbins, S. J. Ori, G. Komatsu, G. Maarry, M. R.El Soare, R. J. Mahaney, W. C. Kim, K. J. Hare, T. M.

Mars : évolution, géologie et exploration. Nova Science Publishers, Inc., 2013. p. 1-33.

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entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers. Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs provinces): l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .",

N1 - Copyright : Copyright 2014 Elsevier B.V., Tous droits réservés.

N2 - Une hypothèse géologique globale, GEOMARS, explique de manière cohérente de nombreux aspects de l'histoire géologique de Mars. Cela comprend des terrains géologiques anciens qui comprennent des chaînes de montagnes, des bassins à contrôle structurel, des promontoires hautement dégradés, des anomalies magnétiques et des séquences empilées contenant des bassins de dépôts sédimentaires. En outre, la théorie clarifie également une planète de plus en plus diversifiée sur le plan minéralogique, des paysages sculptés marins, lacustres, fluviaux, éoliens et glaciaires, et des superplumes qui ont dominé les histoires géologiques, hydrologiques et climatiques pendant plus de 3,5 Ga jusqu'à présent. L'hypothèse comprend huit étapes majeures de l'évolution géologique martienne (de la plus ancienne à la plus jeune): Étape 1 - peu de temps après l'accrétion, Mars se différencie en un noyau métallique liquide, une limite mantellique (MBL) de phases minérales silicatées à haute pression, manteau supérieur, magma océan, croûte komatiitique mince et atmosphère de vapeur convective Étape 2 - Mars se refroidit pour condenser son atmosphère de vapeur et transforme son mode de convection du manteau en tectonisme des plaques la subduction de la croûte océanique riche en eau initie le volcanisme d'arc et transfère l'eau, les carbonates et les sulfates vers le manteau Étape 3 - la dynamo du noyau s'amorce, avec la magnétosphère associée et la production photosynthétique possible d'oxygène Étape 4 - l'accrétion de la croûte continentale épaissie et la subduction de la croûte océanique hydratée vers la couche limite du manteau et le manteau inférieur de Mars se poursuit Étape 5 - le noyau la dynamo s'arrête pendant le bombardement intensif de Noachian mais la tectonisme des plaques se poursuit Étape 6 - de grands impacts de formation de bassin entraînent Hellas, La tectonisme des plaques d'Argyre, d'Isidis et de Chryse se termine et le superplume de Tharsis (

entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers.Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs des provinces): l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .

AB - Une hypothèse géologique globale, GEOMARS, explique de manière cohérente de nombreux aspects de l'histoire géologique de Mars. Cela comprend des terrains géologiques anciens qui comprennent des chaînes de montagnes, des bassins à contrôle structurel, des promontoires hautement dégradés, des anomalies magnétiques et des séquences empilées contenant des bassins de dépôts sédimentaires. En outre, la théorie clarifie également une planète de plus en plus diversifiée sur le plan minéralogique, des paysages sculptés marins, lacustres, fluviaux, éoliens et glaciaires, et des superplumes qui ont dominé les histoires géologiques, hydrologiques et climatiques pendant plus de 3,5 Ga jusqu'à présent. L'hypothèse comprend huit étapes majeures de l'évolution géologique martienne (de la plus ancienne à la plus jeune): Étape 1 - peu de temps après l'accrétion, Mars se différencie en un noyau métallique liquide, une limite mantellique (MBL) de phases minérales silicatées à haute pression, manteau supérieur, magma océan, croûte komatiitique mince et atmosphère de vapeur convective Étape 2 - Mars se refroidit pour condenser son atmosphère de vapeur et transforme son mode de convection du manteau en tectonisme des plaques la subduction de la croûte océanique riche en eau initie le volcanisme d'arc et transfère l'eau, les carbonates et les sulfates vers le manteau Étape 3 - la dynamo du noyau s'amorce, avec la magnétosphère associée et la production photosynthétique possible d'oxygène Étape 4 - l'accrétion de la croûte continentale épaissie et la subduction de la croûte océanique hydratée vers la couche limite du manteau et le manteau inférieur de Mars se poursuit Étape 5 - le noyau la dynamo s'arrête pendant le bombardement intensif de Noachian mais la tectonisme des plaques se poursuit Étape 6 - de grands impacts de formation de bassin entraînent Hellas, La tectonisme des plaques d'Argyre, d'Isidis et de Chryse se termine et le superplume de Tharsis (

entre 4,0 et 3,8Ga) initie, et l'étape 8 - la phase de superplume (régime de couvercle stagnant) de l'évolution planétaire martienne avec des phases épisodiques de volcanisme, des écoulements d'eau et des cycles hydrologiques transitoires connexes ainsi que des changements climatiques et environnementaux qui interrompent la glace dominante -conditions de la maison. Cette représentation de l'évolution géologique de Mars, en tant qu'hypothèse vérifiable, est mise en évidence à travers les provinces géologiques de Mars et leurs attributs particuliers. Les provinces sont (principalement de la plus ancienne à la plus jeune, car il y a un chevauchement d'âge relatif entre plusieurs des provinces): l'ancienne province des hautes terres du sud, y compris Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra et les chaînes de montagnes, Thaumasie Highlands et Coprates, ainsi que la jeune province Hellas-Argyre, Tharsis et d'autres provinces volcaniques telles que Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca et Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons et Syrtis Major, les plaines du nord et le corridor Tharsis/Elysium .


Arthur Holmes : Exploiter la mécanique de la convection du manteau à la théorie de la dérive des continents

Fait partie de la collection de programmes d'études Earth Inside and Out.

Il a été le premier scientifique de la Terre à saisir les implications mécaniques et thermiques de la convection du manteau, et il a largement appliqué la méthode nouvellement développée de datation radioactive aux minéraux dans la première tentative d'estimer quantitativement l'âge de la Terre.

Holmes a eu la chance que le phénomène de la radioactivité ait été découvert pendant ses années en tant qu'étudiant diplômé à l'Imperial College of Science de Londres. Holmes était venu là-bas pour étudier la physique, mais est passé à la géologie avant d'obtenir son diplôme en 1910. Pendant ce temps, en 1905, le physicien anglais Ernest Rutherford avait suggéré que l'énergie émise par les minéraux radioactifs sous forme de particules et de rayons pourrait être utilisée pour dater les minéraux. Appelée datation radioactive, cette technique mesure le taux de désintégration de certains atomes instables, comme l'uranium, contenus dans les minéraux. En utilisant cette nouvelle technique, Holmes a pu déterminer l'âge des minéraux et donc les roches dans lesquelles ils se trouvent, et en 1913, il a formulé la première échelle de temps géologique quantitative. Il a estimé l'âge de la Terre à 1,6 milliard d'années, bien plus qu'on ne le croyait à l'époque. Holmes a révisé cette estimation tout au long de sa vie, à mesure que les techniques de mesure s'amélioraient. En 1953, un géochimiste américain, Clair C. Patterson, a finalement établi l'âge véritable de la Terre à 4,55 milliards d'années.

Holmes a également apporté des contributions majeures à la théorie de la dérive des continents. Cette théorie a été proposée par le météorologue et géologue allemand Alfred Wegener en 1912 et affirme que la position des continents à la surface de la Terre a considérablement changé au fil du temps. L'idée de Wegener était loin d'être universellement acceptée, car on ne savait pas clairement ce qui provoquerait le déplacement de grands continents à la surface de la Terre.

C'est Holmes, en 1919, qui en a suggéré le mécanisme : que les continents sont transportés par le flux du manteau sur lequel ils reposent, et que le manteau coule parce qu'il convectif. Avertissant que ses idées étaient "purement spéculatives", il a suggéré que les roches à l'intérieur de la Terre s'élèveraient de manière flottante vers la surface depuis les profondeurs de la Terre lorsqu'elles étaient chauffées par la radioactivité, puis redescendraient en se refroidissant et en devenant plus denses. Holmes a émis l'hypothèse que les courants de convection se déplacent à travers le manteau de la même manière que l'air chauffé circule dans une pièce et remodèlent radicalement la surface de la Terre au cours du processus. Il a proposé que la convection vers le haut puisse soulever ou même rompre la croûte, que le mouvement latéral puisse propulser la croûte latéralement comme une bande transporteuse, et que là où la convection tourne vers le bas, les continents flottants s'effondrent et forment des montagnes. Holmes a également compris l'importance de la convection en tant que mécanisme de perte de chaleur de la Terre et de refroidissement de son intérieur profond. Ce n'est qu'après la Seconde Guerre mondiale que les scientifiques ont pu produire les preuves tangibles à l'appui du concept fondamental de Holmes. (Pour savoir comment cela s'est produit, lisez le profil de Harry Hess) Les théories de Holmes ont continué à être renforcées par de nouvelles données de sismologues, de physiciens des minéraux et de géochimistes.

Holmes a commencé son travail majeur, Principes de géologie physique, tout en surveillant les bombes incendiaires allemandes dans les laboratoires de l'Université de Durham, où il était à la tête du département de géologie. Publié en 1944 et dans une édition substantiellement révisée en 1965, peu de temps avant la mort de Holmes, c'est l'un des livres les plus importants et les plus clairement écrits sur les sciences de la terre. La profondeur et l'étendue de sa pensée, qui incorporait presque tous les aspects de la géologie physique, font de Holmes un brillant scientifique de la Terre.