Magmatisme au labo
Sill affleurant du Groenland (à gauche) et sill expérimental obtenu au LGRMP, après enlèvement de la diatomite. © LGRMPÀ certains endroits du manteau terrestre, les
roches fondent à cause d’une augmentation
locale de la température, d’une baisse de la
pression ou de la présence d’eau. Il se forme
alors un magma dont la densité, inférieure
à celle de la croûte terrestre, le pousse
vers la surface, via des failles ou grâce à la
fracturation des roches sous la pression de
fluides (CO2, eau...). En montant, le magma se
refroidit, se fige puis cristallise, notamment
sous forme de filons verticaux (dykes) ou
horizontaux (sills).
Pour comprendre la formation de ces
structures enfouies plusieurs kilomètres sous
terre ou affleurant à la surface suite à des
processus tectoniques ou érosifs, le géologue
recourt à la modélisation analogique.
Cette approche vise à reproduire avec des
matériaux de substitution, à petites échelles
d’espace (quelques décimètres) et de temps
(quelques heures ou jours), un phénomène
réel d’échelle kilométrique et plus lent.
La validité de ses résultats dépend du choix
des matériaux et du dimensionnement du
modèle, c’est-à-dire des équations reliant
les grandeurs (taille, débit, densité, pression,
température...) du dispositif expérimental à
celles du phénomène réel.
Dans le cas de la modélisation de dykes et
de sills, une pâte de silicone représentant
le magma est injectée sous une pression
plus ou moins élevée dans de la poudre de
diatomite, une roche constituée de squelettes
siliceux d’algues unicellulaires et tenant lieu
de roches sédimentaires.
Nous avons montré avec cette méthode qu’une pression de fluide importante dans un sédiment favorise la formation d’un sill. Afin d’être confirmé, ce résultat a été confronté à des observations de terrain qui révèlent des structures de morphologie similaire à celle du modèle en termes d’orientation, d’épaisseur ou de longueur. Il sera ensuite comparé aux résultats d’une modélisation numérique (avec des calculs effectués uniquement par ordinateur). En effet, bien que cette dernière ne permette pas (ou pas encore) de prendre en compte un nombre de paramètres suffisant pour simuler de façon réaliste le phénomène complexe étudié, elle n’en reste pas moins un moyen de validation complémentaire.
Les frasques d'Encelade
En juillet 2005, la sonde américaine Cassini
filma des éruptions de vapeur et de glace
d’eau au pôle Sud d’Encelade. Ce satellite
de Saturne de 250 kilomètres de rayon est
alors entré avec fracas dans le club restreint
des corps géologiquement actifs du
Système solaire : bien que l’existence d’une
activité cryovolcanique(1) ait été envisagée,
à cause d’indices en faveur de modifications
très récentes de certaines parties de sa
surface, personne ne s’attendait vraiment à
l’observer !
Comment un astre si petit a-t-il conservé
une telle activité 4,5 milliards d’années
après sa formation, alors que Mars, 2 500
fois plus volumineuse, « vit au ralenti »
depuis longtemps ? Grâce à des effets de
marée, très probablement. Encelade a une
orbite assez fortement elliptique (nettement
distincte d’un cercle) . En conséquence,
l’attraction gravitationnelle de Saturne
varie périodiquement et déforme sans cesse
Encelade, dont l’intérieur glacé est assez
visqueux pour qu’une partie non négligeable
de l’énergie mécanique de déformation
soit dissipée (convertie en chaleur) par des
frottements dans le manteau et le long des
failles avoisinant le pôle Sud.
Une étude menée récemment au LPGNantes,
en collaboration avec l’Université Charles de
Prague, a permis de quantifier cette énergie
de marée. Elle montre que le cryovolcanisme
observé n’est possible qu’en présence d’une
mer souterraine située à quelques dizaines
de kilomètres sous le pôle Sud, ce qui
fait d’Encelade une cible privilégiée de la
recherche de vie dans le Système solaire.
Grâce à l’intégration d’un modèle de
l’intérieur d’Encelade dans le code OEdipe
(cf. "Un manteau bien maillé" ci-dessus), nous cherchons
maintenant à comprendre comment les
mouvements convectifs, via lesquels la
chaleur est évacuée à la surface, peuvent
se concentrer dans l’hémisphère Sud.
Il s’agit aussi de préciser les conditions
d’une stabilité à long terme du volume
d’eau liquide et la façon dont les échanges
de matière s’effectuent entre ce réservoir et
la surface.
(1) Le préfixe cryo (froid, en grec ancien) indique que les matériaux en jeu sont des glaces et non des roches.
Encelade : Les fractures ici mises en évidence sont la source probable des jets de particules et de gaz observés en 2005 (image a), ainsi que l’a étayé la détection d’une anomalie thermique (carrés jaune dans l’image b, indiquant une élévation de température). © Nasa / JPL (Cassini ISS camera)DOSSIER
Cailloux et planètes
Structure et dynamique internes - 2
La Terre comme un autocuiseur
Notre planète perd à chaque instant, au travers de sa surface,
l’énergie qui serait produite par plus de 20 000 centrales
nucléaires. Pourquoi, alors, n’est-elle pas déjà complètement froide ?
Pour deux raisons principales : d’une part, la perte est lente comparée
à la chaleur interne de la Terre (les roches sont de mauvais conducteurs
thermiques), dont la température centrale avoisine 5 000 kelvins ;
d’autre part, l’énergie interne est renouvelée en permanence par la
désintégration radioactive des matériaux.
La perte de chaleur s’effectue principalement au niveau des dorsales (cf.
schéma de l'article "Scanner la Terre") via la convection mantellique, lente circulation du manteau
à l’origine de la tectonique des plaques. Situées à l’aplomb des zones de
divergence des cellules de convection, ces dorsales sont des lieux d’activité
géologique intense (volcanisme, séismes...) où se fabrique la lithosphère
des océans, par fusion et refroidissement du manteau terrestre. Les zones
de convergence des plaques, nommées marges actives, sont au moins aussi
intéressantes pour le géologue car il s’y produit des collisions de plaques
à l’origine de chaînes montagneuses ou des phénomènes de subduction
(plongée d’une plaque sous une autre vers l’intérieur de la Terre).
Ces processus sont globalement bien compris mais il reste de nombreuses
questions en suspens. Par exemple, la convection du manteau est-elle
la cause première de la rupture des continents, ou la convection est-elle
au contraire gouvernée par la distribution des plaques ? Cette question
est importante car la connaissance des mécanismes d’ouverture des
océans conditionne celle de la structure des marges passives, zones de
transition entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique
où se trouvent la plupart des gisements d’hydrocarbures.
Les processus de grande échelle ne sont pas, loin s’en faut, les seuls objets de nos recherches. Nous nous attachons notamment à comprendre comment se forment certaines structures dues à des flux de magma (cf. "Magmatisme au labo" - ci-contre).
Un manteau bien maillé
Exemple de maillage planétaire © LPGNantesLes couches internes des planètes
telluriques et des gros satellites
des planètes géantes peuvent présenter,
sur plusieurs millions d’années, des
mouvements semblables à ceux de
l’atmosphère ou des océans terrestres
sur quelques jours. C’est pourquoi on recourt aux équations de la
mécanique des fluides pour étudier leur dynamique.
La résolution de ces équations s’appuie sur des méthodes numériques :
le milieu étudié est « maillé » en cellules élémentaires dans chacune
desquelles on calcule la vitesse de déplacement de la matière à
intervalles de temps réguliers, en fonction des valeurs attribuées aux
cellules voisines.
La principale difficulté d’une telle approche provient du fait que,
contrairement à un fluide homogène, les propriétés physiques de
l’intérieur planétaire sont à la fois variables dans l’espace et mal connues.
C’est en particulier le cas de la viscosité (inverse de la fluidité) qui,
un peu comme celle de la cire, varie fortement avec la température.
Au LPGNantes, nous développons OEdipe (Outil d’étude de la dynamique
interne des planètes et de leur évolution), un programme informatique
dédié au calcul des mouvements de convection du manteau. Il est
spécialement adapté à l’étude du rôle que ces derniers jouent sur la
forme de la lithosphère et sur le champ de gravité.
Il est ici davantage question de modélisation que de simulation.
En effet, la simulation vise à restituer ou à prédire une évolution de
façon réaliste et précise. Or, dans la majorité de nos cas d’étude, la
méconnaissance de l’intérieur planétaire rend vain cet objectif ; on se
restreint alors à tester des hypothèses sur cet intérieur en éliminant
celles pour lesquelles la dynamique calculée ne rend pas compte des
caractéristiques réellement observées à la surface.
Nous avons récemment utilisé OEdipe pour mieux comprendre les hétérogénéités de température régnant au sein de la lithosphère océanique terrestre et leur rôle dans la formation des failles qui « hachurent » transversalement les dorsales océaniques. Nous l’employons actuellement à l’étude de Mars, entre autres. Nous cherchons notamment à élucider deux singularités topographiques encore mal comprises. Il s’agit du dôme de Tharsis, une structure volcanique immense qui n’est plus active en surface, et la « dichotomie martienne » : les terrains situés dans l’hémisphère Sud ont une altitude moyenne plus élevée que ceux de l’hémisphère Nord.