Lundis 16h30-18h00 Collège de France

Amphithéâtre Maurice Halbwachs

I- Cours: Structure et dynamique du manteau profond

de la terre

II- Colloque International: 13-14 Novembre 2012

en Anglais

1- Introduction

Barbara Romanowicz - Cours 2012 -Chaire de Physique de l’Intérieur de la Terre

Collège de France 1er Octobre 2012

Structure et dynamique du manteau profond

de la terre

 Kola  1970-­‐1989  -­‐12,262  m    

Photographié  en  2007    

De nombreuses disciplines contribuent à la compréhension de notre planète

Observations de surface et satellitaires    

Sismologie

Géodésie

Géomagnétisme

Mesures en laboratoire

Physique et chimie des matériaux terrestres

Rhéologie et déformation des roches

Géochimie/cosmochimie

Géodynamique .

Modélisation expérimentale et numérique de la convection mantellique

Flux de chaleur

Perspectives actuelles-VI •  Il est necessaire d’intégrer les différentes

disciplines qui contribuent à la connaissance de la structure et de la dynamique interne

“Blind  men  and  the  elephant”  

L’intérieur de la Terre, vu en ~1665

L’intérieur de la terre vue en ~1910

Manteau Noyau liquide Densité moyenne de la terre:

ρ = 5515 kg/m3

Densité des roches en surface: ~ 2600 kg/m3 (granite)

=>  densité augmente avec la profondeur => La terre ne peut être entièrement composée de roches I=0.33Ma2, inférieur à celui d’une sphère homogène ( I=0.40Ma2)  Emil Wiechert (1896) suggère que la terre est comme un météorite géant avec un noyau de fer-nickel

•  Sans s’aider de la sismologie, on peut faire des modèles à deux couches contraints par la masse totale de la terre (M) et son moment d’inertie (I)

•  Sismologie globale née en 1889: Ernst Von Reuber Pachwitz identifie un séisme au Japon enregistré à Potsdam sur un instrument basse fréquence destiné à la mesure des marées.

Onde  de  compression  

Onde  de  cisaillement    Non  transmise  par    les  liquides  

Il existe 2 types d’ondes sismiques (ondes élastiques)

Zone  d’ombre  pour  les  ondes  P  

Shadow  zones  due  to  the  presence  of  the  liquid  core  

Preuve de l’existence du noyau: Oldham (1906) Profondeur du noyau ~2900km: Gutenberg (1913)

Zones d’ombre dues à la présence du noyau liquide

 Manteau  solide  

(silicates)    

Noyau  externe  liquide  (fer)  

Graine  solide  (fer)  

1936 ->1970

Manteau solide

Noyau liquide

L’intérieur de la terre vue en ~1910

-  Inge Lehmann découvre la graine (1936)

-  Modèles “1D” sismologiques de la Terre - Composition du manteau et du noyau, Birch (1952) -> Preuve de la solidité de la graine, Dziewonski (1971)

~1970

Acceptation de la tectonique des plaques - ~1965-70

 Manteau  solide  

(silicates)    

Noyau  externe  liquide  (fer)  

Graine  solide  (fer)  

L’intérieur de la terre vue en ~1910

1936 ->1970

~1970

Manteau Noyau liquide

Aujourd’hui…..

Imagining Earth’s Interior

!from E. Garnero’s collection

L’intérieur de la Terre, ~ 2005

Structure 1D de la terre

•  Structure sismique-> paramètres élastiques (Vs, Vp, densité)

•  Composition minéralogique •  Profil de température •  Gravité et mesures de rebond post-

glaciaire: profil de viscosité

Zone  D”  

Modèles  de  Jeffreys  (1939)  et  Gutenberg  (1951)  repris  par  Birch  (1952)  

manteau   noyau  

Zone  de  transiXon  

Composition du manteau et du noyau

•  Démontre en 1952 que le manteau est composé de silicates, le noyau externe, de fer liquide et la graine, de fer cristallin (Birch, 1952, JGR).

•  Propose que la “zone de transition” du manteau (400-660 km): zone où les vitesses sismiques varient rapidement avec la profondeur) correspond à une zone où les roches subissent des transformations de phase en raison de l’augmentation progressive de la pression. Francis Birch – 1903-1992

Birch,  1952  

…  un  changement  progressif  de  composiXon,  ou  de  phase,  ou  les  deux…..  Des  phases    nouvelles  sont  requises  pour  expliquer  les  vitesses  élasXques  élevées  dans  la  parXe    profonde  du  manteau  (plus  de  900  km  de  profondeur),  et  il  est  suggéré  que,  à  parXr  de  200  à  300  km  de  profondeur,  il  y  a  une  transiXon  progressive  vers  les    modificaXons  de  haute  pression  dans  les  silicates  de  magnésium  et  de  fer,  sans  doute    Vers  des  oxides  à  structure  compacte,  et  ceae  transiXon  est  achevée  vers  800  à  900  km  de  profondeur  

Structure 1D de la terre

•  Structure sismique-> paramètres élastiques (Vs, Vp, densité)

vp =! +

43

µ

!=

" + 2µ!

Vitesse des ondes élastiques de compression (P):

Paramètres élastiques du milieu:  K  =  module d’ incompressibilité ρ  =  densité μ  =  module de cisaillement    λ,  μ,  paramètres de Lamé

Vitesse des ondes élastiques de cisaillement (S):

vS =µ!

Mouvement de particules est perpendiculaire à la direction de propagation Ne se propagent pas dans les liquides (µ=0)

vS vP<  

Source  sismique  

StaXons  sismiques  

Trajets des rais sismiques lorsque la vitesse de propagation augmente avec la profondeur

La présence de gradients forts, tels les discontinuités du manteau supérieur provoque des “triplications”

Source  

StaXons  

Manteau  supérieur  

P   S

Ondes  de  surface  

Séisme de Loma Prieta (CA) 1989 M 7, observé à KEV, Finlande

SS  

• 

-  Vs,Vp: -  Temps de propagation des ondes de volume -  Dispersion des ondes de surface -  Modes propres de la terre

-  Densité: -  Modes propres de la terre - Ondes réfléchies: coef. de réflexion dépend de l’impédance ρ x V - Données sur masse (M) et le moment d’inertie (I), équation d’Adams Williamson (hypothèse de compression hydrostatique)

Les données sismiques nous renseignent sur la distribution des paramètres élastiques: Vs,Vp, ρ  

After Park et al., 2005

53.9’  

44.2’  

20.9’    δr=0.05m  

0T2  2S1  

0S3  0S2  

0T4  

1S2  

0S5  

0S0  

0S4  3S1  2S2  

1S3  

0T3  

Séisme  de  Sumatra  Andaman  12/26/04  Mw  9.3  

Courtesy  of  G.  Roult  

Depth  

Courbes de sensibilité de deux modes propres aux paramètres élastiques, en fonction de la profondeur

Mantle mode Core mode

Limite noyau- manteau

Dziewonski and Anderson, 1981

PRELIMINARY REFERENCE EARTH MODEL (PREM)

Rayon  [m]  

ICB   CMB   DisconXnuité  “de  670  km”  

Rayon  de  la  graine:  1220  km  Rayon  du  noyau  externe  :  3480  km  

Graine  (Fer  solide)  

Noyau  externe  (fer  liquide)  

Manteau    inférieur  

manteau  supérieur  

Manteau  –  Silicates  solides  

Discontinuités de la densité: 1) CMB: 5.57 103- 9.90 103 kg/m3

2) Aux discontinuités  de 410 and 660 km (environ 5%) 3) A la limite noyau-manteau : (environ 4%)  

Profil de densité -> gravité -> pression en fonction du rayon:

P(r) = ! g(r)!(r)dr0

r

"

1 GPa = 10 kbar ou 1 atm =105 Pa

410 km: P= 13.3 GPa 660 km: P= 23.8 GPa CMB: P = 136 GPa ICB: P = 329 GPa Au centre: P = 364 GPa

Deux types de données pour l’étude des discontinuités du manteau supérieur

* Ondes réfléchies * Sous les continents et océans

* Ondes converties * Seulement sous les stations

Shearer, 1991

Traces sismiques juxtaposées – Composante transverse

Distance  (degrés)   Distance  (degrés)  

Structure 1D de la terre

•  Structure sismique-> paramètres élastiques (Vs, Vp, densité)

•  Composition minéralogique

Composition de l’intérieur de la terre

•  Constraintes: extra-terrestres –  Nucléosynthèse –  Météorites

•  Constraintes: roches terrestres –  Xenolithes –  Sources de Magma

•  Constraintes: Intérieur –  Propriétés physiques

•  Fractionation importante –  Terre-hydrosphère-espace –  Croûte-manteau-noyau

•  Informations directes sur les profondeurs <200 km

•  A plus grande profondeur: –  On considère une composition chimique moyenne donnée

–  On détermine la minéralogie en fonction de la profondeur par des expériences à haute pression

–  On calcule les paramètres élastiques (physique des matériaux) –  On compare avec les modèles sismiques de référence (e.g. PREM)

•  La zone de transition fournit ainsi des contraintes importantes avec les discontinuités sismiques dont les caractéristiques nous renseignent sur la proportion des différents minéraux et la température à la profondeur de la discontinuité.

•  Progrès rapides récents grâce à l’amélioration des mesures expérimentales, développement de techniques nouvelles.

Dispositifs expérimentaux haute pression

Multianvil

Piston cylinder

Diamond Anvil Cell

Shock Gun

26 GPa 2000 K

135 GPa 3000-4000 K

330 GPa 5000-7000 K

364 GPa >7000 K?

Modèle conceptuel d’un dispositif de haute pression pour des expériences sous différentes conditions de température et de pression.

Presse à cellule de diament (DAC)

Laser-heated DAC: >150 GPa, >4000 K (Externally-heated ≤1000 K)

6-8 “Kawai-type” LVP Multianvil 6 outer and 8 inner anvils

32-mm WC cubes with inner corners truncated

Octahedral MgO pressure cell

500-5000 tonnes force

Composition du manteau •  Roches du manteau observées en surface:

–  Manteau supérieur composé principalement de péridotites: olivine, clinopyroxène, orthopyroxène, plus phase riche en Al: grenat

–  En accord avec la sismologie, bien que des incertitudes subsistent dues aux processus dynamiques et hétérogénéités latérales dues à un mélange imparfait

•  Constituant principal: l’olivine •  Forsterite (Fo) Mg2SiO4 •  Fayalite (Fa) Fe2SiO4

–  “manteau moyen”: très forsteritic : Fo91-Fo94 •  91= 91% de Mg dans (Mg,Fe)2SiO4

•  Autres minéraux principaux du manteau: –  Orthopyroxene (Opx) (Mg,Fe)SiO3 –  Clinopyroxene (Cpx) Ca(Mg,Fe)Si2O6

•  Températures de fusion sont telles que le manteau est solide

•  L’olivine subit des transformations de phase vers des structures plus denses à des pressions équivalentes aux profondeurs de ~400km, ~520 km et ~670 km.

–  400-670km: “zone de transition” du manteau

•  A 400 km: Olivine (α) -> spinel (β) –  Transformation de phase exothermique (dégage de la chaleur) Pente de

Clapeyron de 2-3MPa/K

•  A 520 km: –  (β)-> (γ) (wadsleite -> ringwoodite) –  Moins d’effet sur les vitesses sismiques

•  A 670 km: –  (γ)-> perovskite (Mg,Fe)SiO3+magnesiowüstite (Mg,Fe)O –  Endothermique (pente de Clapeyron négative (-2-6 MPpa/K) –  Augmentation de densité de ~10%

La pyrolite est une roche synthétique inventée par Ringwood pour servir de modèle de référence pour la constitution du manteau supérieur et Inférieur. Cette composition est acceptée en général pour la partie superficielle du manteau. Plus la profondeur augmente, plus il y a de divergences entre différents auteurs. En particulier, la question de la composition uniforme ou non du manteau est actuellement débattue vivement.

Pyrolite : composition du manteau supérieur

Diagrammes de phase

Deux modèles différents pour la composition du manteau supérieur Ils se distinguent par la proportion d’olivine

Bleu: modèles Pyrolitiques Vert/rouge: modèles sismiques

Frost,  2008  

Frost,  2008  

Pentes de Clapeyron et profondeurs moyennes des discontinuités de la zone de transition

-> Nous apportent des contraintes sur les températures aux profondeurs des discontinuités

Effet de l’eau sur les transitions de phase du manteau

Fukao, 2009 D’après Litasov et al., 2006

La wadsleyite et la ringwoodite peuvent renfermer jusqu’à 3% d’eau

Frost,  2008  

Modèle pyrolitique

grenat  

Opx   Olivine  

+  

Mineral sequence II"

Composition du manteau inférieur

(Mgx,Fe(1-x))O"(Mg(1-x-z),Fex, Alz)(Si(1-y),Aly)O3"

+      

CaSiO3"

Mg/Fe  perovskite   Ca-­‐  perovskite  oxide  

M Murakami et al. Science 2004;304:855-858

MgSiO3  perovskite  

MgSiO3  post-­‐perovskite    

2004: Découverte de la post-perovskite aux conditions de T and P correspondant à la base du manteau (120 GPa, 2500oC)

N=  New  phase  

Mineralogie du manteau

post

-per

ovsk

ite?

(Mg,Fe)O - ferropericlase

(Mg,Fe,Al)-MgSiO3 perovskite

CaSiO3 - perovskite

(Mg,Fe,Al,Ca)-­‐  silicates  

Courtesy of S. Sinogeikin

"  200-300 km au dessus de la CMB "   0.5-3% saut de vitesse Vs "   en accord avec la transition vers la phase post-perovskite

Lay et al. [EOS, 2005] Lay et al [PEPI, 2004]

e.g., Murakami et al. [Science, 2004] Oganov and Ono [Nature 2005]

Sismologie: Physique des matériaux:

Transition perovskite-à-post-perovskite et discontinuité en haut de la D”

Silicate  mantle  Mostly  Mg  

Iron  rich  core  

ComposiXon  déterminée  à  parXr  de    la  sismologie,  les  considéraXons  de  densité,  et  les  mesures  de  laboratoire  sur  le  comportement  des  roches  terrestres  à  haute  pression  et    haute  température  

Structure 1D de la terre

•  Structure sismique-> paramètres élastiques (Vs, Vp, densité)

•  Composition minéralogique •  Profil de température

Vue statique -- vue dynamique  

Couches limites de la convection

Profil de température dans le manteau: géotherme

•  Profil en moyenne adiabatique sauf dans les couches limites de la convection –  Près de la surface –  Près de la CMB –  Couche limite intermédiaire à 670 km de profondeur??

•  Température potentielle (Tp) du manteau océanique: –  composition des MORBs, flux de chaleur et données bathymétriques

•  A plus grande profondeur, température “fixée” aux profondeurs des discontinuités sismiques/minéralogiques –  En spécifiant un modèle minéralogique (en général, la pyrolite) –  En particulier: la discontinuité de 400 km a une pente de Clapeyron

importante (4MPaK-1) ce qui contraint la température de manière précise-> Tp~1550-1650 K en bon accord avec les estimations des MORBs et flux de chaleur

MORB= Mid ocean ridge basaltes – Basaltes des rides médio-océaniques

La construction du géotherme prend en considération l’ existence de couches limites internes

Température dans le manteau supérieur varie de ~1300oC à 1800oC

Jaupart  et  al.,  2007,  ToG  Pour  différentes  valeurs  du  paramètre  de  Gruneisen  

Tp~1550-­‐1650  K  

Températures à la base du manteau: Extrapolations par le haut à partir des transitions de phases du manteau supérieur:  

•  T à la CMB déterminée: –  Par le dessus: en continuant le géotherme

isentrope: ~2400-2700 K à 2700 km de profondeur –  Par le dessous: à partir de l’ICB (fusion du fer, en

tenant compte des éléments légers) et en continuant vers le haut de manière isentrope:

–  > Tcmb 3300-4300K

–  Pv->pPv transition: –  2400K a 119 Gpa, et DP/DT 11.5+/0 1.4 MPaK-1 (Hirose,

2006)->3800-4200 K

Températures absolues dans le manteau profond:

Saut de température de 500 à 1500 K à travers la couche limite

Manteau  

Noyau  

Courbe de fusion du manteau Inférieur

Steinberger  and  Calderwood,  2006  

Profil de température du manteau

Structure 1D de la terre

•  Structure sismique-> paramètres élastiques (Vs, Vp, densité)

•  Composition minéralogique •  Profil de température •  Gravité et mesures de rebond post-

glaciaire: profil de viscosité

Forte,  ToG,  2007  

•  Rhéologie en loi de puissance:

–                   vitesse de deformation –  σ    contrainte –  H  enthalpie d’activation –  R  constante des gaz universelle –  T  température –  C1  constante (dépend de la taille des grains)

•  Alors, la viscosité η  s’exprime comme suit:  

N=1 pour rhéologie Newtonienne (diffusion- manteau inférieur?) N~3.5 pour rhéologie de dislocation

!!

!! = C1"n exp(! H

RT)

! ="2 !#

= !#1n!1

•1

2C1

1n

exp( HnRT

)

•  Variations importantes dans le manteau dues aux variations de température, chimie, phase, taille des grains etc…

!(T, p) = Aexp HRT!

"#$

%&

Viscosité du manteau •  Déterminée par:

•  La physique des matériaux: –  Type de déformation (rhéologie de diffusion/

dislocation) –  η depend de la température, taille des grains,

contenu en eau… effets peu contraints!

•  Mesure du rebond post-glaciaire: –  Depuis Haskell (1935) 1021 Pa-s en moyenne –  Plus récemment: augmentation de la viscosité avec

la profondeur –  Détails non résolus, et pas de sensibilité aux

grandes profondeurs (h >1400 km)

Exemple de noyau de sensibilité du rebond post-glaciaire à la viscosité, en fonction de la profondeur

Mitrovica,  1996  

Modélisation de l’écoulement dans le manteau:

- On fixe les distributions de densité, de viscosité.. - Par comparaison avec les observations de mouvements de plaques, géoide, contraintes, flux de chaleur, on peut contraindre la viscosité -  Seul résultat robuste: augmentation importante de la viscosité avec la profondeur -  Plus récemment: on ajoute des variations latérales de viscosité dans les premiers 300 km et près de la CMB ce qui améliore l’accord avec le géoide (Cadek and Fleitout, 2003, 2006)

 

Viscosité du manteau

•  Modélisation conjointe du géoide et du rebond post glaciaire et des contraintes de: –  Flux de chaleur –  Mouvements de plaques –  Topographie de la CMB et contraintes

lithospheriques –  Topographie dynamique

•  Le géoide reste la contrainte principale (la mieux connue)

Données de rebond post-glaciaire + géoide (grandes longueurs d’onde)

Lambeck  and  Bai,  2000  

Kaufmann  et  al.,  2000  

Ricard  and  Bai,  1991  

Profil de viscosité du manteau

•  Steinberger and Calderwood (2006): –  Modèle de viscosité et conversion vitesses sismiques/densité

basés sur les résultats de la physique des matériaux

–  η(r) et ρ(r) (tomographie sismique) écoulement dans le manteau

–  Calcul du géoide prédit par la distribution de densité et les déformations des discontinuités de structure

–  On ajuste η(r) en minimisant la différence entre le géoide observé et prédit, en s’assurant que le profil de viscosité est compatible avec les données de rebond post-glaciaire et le profil radial de flux de chaleur

géoide

Modèle initial de référence

Steinberger  and  Calderwood,  2006