La convection mantellique, moteur de la tectonique des plaques, si souvent évoquée, si souvent mal comprise

En 1968, la synthèse de données géophysiques et géologiques variées a conduit au modèle dit de la tectonique des plaques. Il décrit la surface de la Terre comme divisée en une douzaine de plaques, fragments de lithosphère d'une centaine de kilomètres d'épaisseur, mobiles les uns par rapport aux autres et par rapport à l'asthénosphère sous-jacente. Ce modèle proposé par des géophysiciens a été assez vite adopté par l'ensemble de la communauté, des journalistes scientifiques aux vulgarisateurs, des géographes aux géologues de terrains. Mais à l'époque, beaucoup de ces catégories ont eu du mal à comprendre la physique qu'il y a derrière cette tectonique des plaques, et en ont proposé des représentations fausses. Quarante ans plus tard, ces représentations se trouvent encore dans certains manuels, ouvrages de vulgarisation… La première représentation fausse est celle de plaques solides dérivant sur un manteau liquide bien qu'on sache depuis le début du XX^e siècle que les 2900 premiers kilomètres de la Terre sont solides et fait d'une roche cristallisée : la péridotite.

Source - © 2010 Pierre Thomas

Figure 1. Échantillon de péridotite, en enclave dans un basalte du Massif Central

Contrairement à ce que pensent encore certains, le manteau terrestre, situé entre la base de la croûte et 2900 km de profondeur, n'est pas fait de roche fondue (ou magma) mais d'une roche verte, solide, cristallisée, appelée péridotite. Dans les 400 km les plus superficiels, le principal minéral du manteau est l'olivine [= Mg_1,8-Fe_0,2 SiO₄], appelé ainsi à cause de sa couleur verte. S'y rajoutent des pyroxènes [= Mg_0,6-Fe_0,1-Ca_0,3SiO₃], et un minéral alumineux (plagioclase = CaAl₂Si₂O₈ au-dessus de 20 km ; spinelle = MgAl₂O₄ entre 20 et 75 km ; grenat alumineux = (Ca-Fe)₃Al₂Si₃O₁₂ en dessous de 75 km). En dessous de 400 km, l'olivine se transforme en deux polymorphes : wadsleyite, puis ringwoodite (même formule que l'olivine). Puis, en dessous de 670 km, la ringwoodite se transforme en deux minéraux : le périclase (encore appelé magnésiowustite) = MgO et la perowskite = MgSiO₃.

Une deuxième représentation fausse intègre la notion de manteau solide, mais privilégie le rôle des dorsales. Sous les dorsales, il y a production de magma (par un mécanisme en général passé sous silence). Ce magma s'injecterait dans la lithosphère, et, avec ses petits bras musclés, écarterait de force les plaques situées de part et d'autre. Et comme la Terre n'augmente pas de volume, il fallait bien que les plaques disparaissent quelque part : les zones de subduction. Une troisième représentation fausse fait intervenir une mauvaise notion de la convection. Des mouvements profonds de l'asthénosphère située sous les plaques déplaceraient ces plaques lithosphériques, un peu comme des moteurs et des roues dentées déplacent un tapis roulant situé juste au-dessus des engrenages. Le mot de convection est lancé, et repris par beaucoup, qui n'ont pas idée de ce qu'est physiquement la convection.

Dans un corps opaque supposé non déformable, la chaleur se transmet par conduction. Les atomes des zones chaudes vibrent plus que les atomes des zones froides. Ces vibrations se transmettent de proche en proche des parties chaudes vers les froides ; il n'y a pas de mouvement macroscopique de matière. C'est ce qui se passe quand on pose une brique froide sur une plaque chauffante. Mais que se passe-t-il dans un corps déformable, l'eau d'une casserole par exemple ? Un corps se dilate quand sa température augmente et sa masse volumique devient plus faible. Si un corps est refroidi par le bas et chauffé par le haut (casserole d'eau chaude posée sur un tapis de glace), les zones denses seront en bas, les régions peu denses en haut. C'est une situation stable, qui n'engendrera aucun mouvement. Si par contre un corps est chauffé par le bas et refroidi par le haut (casserole d'eau froide posée sur un plaque chauffante), les zones denses seront en haut, et les légères en bas. Alors la matière froide du haut aura tendance à descendre et la matière chaude et un peu moins dense du bas aura tendance à monter. C'est la convection thermique.

Dans un système refroidi par le haut et chauffé par le bas, il peut donc y avoir convection (la casserole d'eau froide posée sur une plaque chauffante), ou simplement conduction (la brique froide posée sur le feu). Quels paramètres commandent un mode de transfert de la chaleur plutôt qu'un autre ? Ce problème a été formalisé par Lord Rayleigh en 1916. Le moteur de la convection thermique est la poussée d'Archimède, due à la différence de masse volumique Δρ entre deux zones d'un même système. Le Δρ d'un système dépend de l'écart de température ΔT et du coefficient de dilatation thermique α. La poussée d'Archimède dépend de l'accélération de la pesanteur g et de Δρ ; elle dépend en fait du produit ΔT.α.g. Deux paramètres physiques vont s'opposer à la convection thermique : la viscosité cinématique ν qui s'oppose aux mouvements, et la diffusivité thermique κ qui limite les écarts de température. Plus un corps est visqueux, moins il se déformera. Et plus un corps a une diffusivité thermique élevée, moins il pourra s'établir de gradients de température et de masse volumique importants car la diffusion de chaleur par conduction limitera les écarts de température. On peut aussi montrer que la hauteur h d'un système favorise la convection : plus un système est mince, mieux la chaleur s'évacue par conduction ; plus il est épais, plus les mouvements de convection « ont de la place » pour s'établir. Rayleigh a montré que la « convectabilité » d'un système dépend de ces 6 facteurs : α, ΔT, g, h, κ et ν. Il a montré qu'elle dépendait du rapport Ra=α.ΔT.g.h³/κ.ν. Ce rapport est appelé depuis nombre de Rayleigh (Ra). Si ce nombre de Rayleigh est inférieur à une valeur critique voisine de 10³, il n'y a pas de convection thermique mais seulement de la conduction ; si ce nombre est supérieur à cette valeur critique, il y a convection.

Que se passe-t-il dans un système convectif avec une source de froid en haut, une source de chaleur en bas et un Ra > 10³ ? Imaginons un réservoir rempli d'eau, avec une plaque métallique refroidie en haut et une plaque métallique chauffante en bas. L'eau au contact de la plaque froide supérieure se refroidit par simple conduction, et il s'établit une mince couche d'eau froide en haut, contre la plaque froide. Plus cette couche d'eau refroidit, plus elle devient épaisse et dense. Au bout d'un certain temps, elle devient suffisamment dense, et elle plonge vers le bas. Alors, elle perd contact avec la source de froid et reste à température constante tout au long de sa plongée. La situation est exactement symétrique au voisinage de la plaque chaude du bas, avec de l'eau qui se réchauffe par conduction au contact de la plaque chaude, devient moins dense, et se met à monter en restant alors à température constante. Si on mesure la température en fonction de la profondeur, on constate qu'elle varie très rapidement dans les minces couches qui se refroidissent ou se réchauffent (par conduction) au contact des plaques métalliques supérieure et inférieure. Dans ces minces couches d'eau froide ou chaude, il y a un fort gradient thermique, dit conductif. Ces deux couches minces qui échangent de la chaleur par conduction avec l'extérieur et qui se mettent en mouvement à cause des différences de masse volumique sont dites couches limites thermiques (CLT). Elles font bien sûr partie des cellules de convection, elles en sont le « moteur ». Dans le cœur de la cellule, entre les deux CLT, la matière se déplace « passivement », entraînée par les mouvements des CLT, sans recevoir ou perdre de chaleur. C'est pourquoi la température est quasiment constante entre les deux CLT. Elle n'est pas tout à fait constante cependant, car la matière qui descend se comprime, donc sa température augmente légèrement ; et la matière qui monte se décomprime, et sa température diminue légèrement. Cette légère variation de température interne (hors des CLT) due à ces phénomènes de variations de pression entraîne un très faible gradient thermique de bas en haut, dit gradient adiabatique ou plus exactement isentropique.

Il existe un deuxième cas possible de convection thermique, avec un refroidissement par le haut, mais avec une production et/ou libération de chaleur diffuse et homogène dans toute la masse du système, et non pas un apport par le bas. Dans ce cas, la couche supérieure se refroidit par conduction, devient plus dense, et va plonger activement sous forme de panaches descendants. Par contre il n'y a pas, ni en bas ni au centre de la cellule de gradients de température et de masse volumique. Il n'y a donc pas de CLT inférieure, pas de mouvements ascendants actifs, mais seulement passifs, qui remontent pour remplacer la matière froide qui descend. Toutes les possibilités intermédiaires peuvent exister, entre chauffage exclusivement par le bas ou exclusivement dans la masse. Si par exemple, avec une surface supérieure froide, la majorité de l'énergie est libérée dans la masse et qu'une minorité seulement provient du fond chaud, l'essentiel des mouvements ascendants seront passifs, et compenseront les mouvements descendants actifs. Mais simultanément, quelques panaches ascendants actifs pourront provenir de la surface inférieure chaude.

Figure 2. Représentation très schématique de 3 types de convection thermique

Dans le 1^er cas, le milieu est refroidi par le haut et chauffé par le bas. Le haut plus dense car refroidi plonge activement ; le bas, moins dense car réchauffé monte activement. Les couches supérieure froide et inférieure chaude sont appelées couches limites thermiques (CLT) supérieure et inférieure. Entre ces 2 CLT, il n'y a que très peu de mouvements et une température quasi constante.

Dans le 2^ème cas, il n'y a pas de source de chaleur inférieure, mais production de chaleur dans la masse (figurée par ces petits « soleils »). Le haut plus dense car refroidi plonge activement ; le bas n'a aucune raison de remonter, si ce n'est passivement, pour compenser les mouvements descendants. Il y a alors une CLT supérieure, mais pas de CLT inférieure.

Le 3^ème cas est intermédiaire. Nous verrons que c'est celui qui se rapproche le plus de la Terre.

Dans les lignes précédentes, nous parlions d'une casserole d'eau qui convectait, et d'une brique qui ne convectait pas. Or le manteau terrestre est solide et pourrait plus s'apparenter à une brique qu'à de l'eau. Mais un solide peut très bien se déformer comme l'attestent les glaciers.

Source - © 2010 Google earth

Figure 3. Image Google Earth de glaciers groenlandais

La glace est un solide cristallisé très visqueux (10⁹ à 10¹⁰ m².s^-1, soit 10¹⁶ fois plus visqueux que de l'eau à 20°C, mais 10⁷ fois moins visqueux (= plus « fluide ») que le manteau terrestre. L'écoulement visqueux de ces glaciers est rès bien visualisé par lesmoraines.

Cette image du Groenland donne aussi une image de ce qu'était la Scandinavie il y a 20 000 ans. C'est la fonte de ces énormes glaciers scandinaves qui a entraîné un « rebond post-glaciaire », qui permet de calculer la viscosité de l'asthénosphère.

Il nous faut calculer le nombre de Rayleigh du manteau pour savoir s'il peut convecter. Sur Terre, g vaut 9,81 m/s² et h (l'épaisseur du manteau) vaut 2,9.10⁶ m. Le coefficient de dilatation thermique α et la diffusivité thermique κ de la péridotite sont facilement déterminables en laboratoire : α ≈ 2,5.10^-5 K^-1 et κ ≈ 10^-6m².s^-1. La viscosité cinématique du manteau asthénosphérique peut se déterminer en laboratoire avec des expériences sous hautes pression et température. Cette détermination est assez délicate, et ne concerne que des mono-cristaux. Elle peut aussi se déterminer de manière plus élégante et plus fiable avec des données de terrain. Il y a 20 000 ans, la Scandinavie était recouverte de 3 000 m de glace, dont le poids avait enfoncé la lithosphère dans l'asthénosphère. Quand cette glace a disparu, la Scandinavie s'est mise à remonter. On parle de rebond post-glaciaire. Bien que les grands glaciers aient complètement disparu depuis des milliers d'années, la Scandinavie remonte encore (1 cm/an au fond du golfe de Botnie). Le délai pris par cette remontée, et sa vitesse sont mesurables par des méthodes géologiques et géodésiques (mesures géodésiques, altitude de plages soulevées d'âges connus…). En reportant toutes ces valeurs dans les équations de la mécanique, on peut calculer cette viscosité ν, que l'on trouve d'environ 10¹⁷ m².s^-1. Il est intéressant de comparer cette viscosité de l'asthénosphère à celle de corps usuels : l'eau à 20°C a une viscosité cinématique de 10^-6 m².s^-1, le basalte d'une coulée de lave a une viscosité de 1 m².s^-1, la glace d'un glacier de 10⁹ à 10¹⁰ m².s^-1, et les roches usuelles à la température ambiante de 10²⁰ à 10²¹ m².s^-1. On peut mettre en relation ces différents ordres de grandeur de viscosité avec des vitesses de déplacement. L'eau d'une casserole se déplace de quelques cm/s, un glacier des Alpes avance d'une centaine de m/an, la vitesse des mouvements dans le manteau est de quelques cm/an.

Pour calculer le nombre de Rayleigh du manteau, il faut aussi estimer la différence de température entre le sommet et la base du manteau. Le gradient thermique moyen à la surface de la Terre varie de 10 à 30 °C/km. Les mesures directes dans les mines et forages montrent qu'il a tendance à diminuer légèrement avec la profondeur. L'étude des roches métamorphiques permet d'estimer entre 500 et 600°C la température au moho, base de croûte continentale située le plus souvent entre 30 et 40 km de profondeur. Les volcans remontent souvent des enclaves de manteau. L'étude des équilibres entre les différents minéraux de ces enclaves permet d'en connaître la température et la profondeur d'équilibre. On peut ainsi connaître la température jusqu'à 400 km de profondeur, là d'où proviennent les enclaves les plus profondes connues, et où la température correspondante est d'environ 1400°C.

Source - © 2010 Pierre Thomas

Figure 4. Photographies macroscopiques de deux péridotites : une péridotite à spinelle (en haut) et une péridotite à grenat (en bas)

Le minéral vert clair correspond à l'olivine, le minéral vert « intense » à un clinopyroxène, le minéral noir à un orthopyroxène ou au spinelle (difficiles à distinguer à l'œil nu), et le minéral rouge à un grenat. Plusieurs éléments chimiques peuvent se partager entre plusieurs minéraux, par exemple le fer entre l'olivine et le grenat. Les coefficients de partage de ces éléments sont parfois très dépendants de la pression et de la température. C'est de la mesure du partage de ces éléments entre plusieurs minéraux que l'on peut déduire la pression (donc la profondeur) et la température qui régnait dans la zone d'où provient l'enclave.

On sait, d'autre part, que les vitesses sismiques augmentent à 670 km de profondeur, ce qui correspond à une pression de 23,5 GPa. Cette variation de vitesse est due au changement de phase du principal minéral du manteau : olivine γ (= ringwoodite) → pérovskite + périclase. Les études expérimentales à hautes pressions montrent que la température de changement de phase de l'olivine à 23,5 GPa est de 1550°C.

Source - © 2010 Pierre Thomas

Figure 5. Reconstruction de l'évolution de la température sur Terre, de 0 à 670 km de profondeur

L'étude de l'augmentation de la température dans les forages et les mines, l'étude des enclaves de manteau contenues dans certaines roches volcaniques, et la transition de phases ringwoodite/perovskite permettent de représenter (très schématiquement) comment évolue la température avec la profondeur dans la Terre. Elle croît à peu près régulièrement de 0 à 1300°C, puis cette augmentation ralentit pour n'être que de 0,4 °C/km. Cette courbe ressemble typiquement à celle décrivant la partie supérieure d'une cellule de convection thermique (cf fig. 2). Dans cette « hypothèse convective », on voit que la lithosphère correspond à une Couche Limite Thermique.

On sait enfin que le noyau externe est en fer liquide alors que la graine est solide. Les études expérimentales de l'état du fer à ces pressions montrent que la température du noyau externe est comprise entre 3 000°C et 5 000°C. La différence de température entre le haut et le bas du manteau est donc comprise entre 2 500 et 4 500°C.

Si on reporte toutes ces valeurs numériques de α, ΔT, g, h, κ et ν dans la formule du nombre de Rayleigh, on trouve 10⁶ < Ra < 10⁸. Cette valeur est largement supérieure à la valeur critique (Ra ≈ 10³). Donc, la physique nous dit que le manteau doit être affecté de mouvements de convection. En a-t-on d'autres preuves observationnelles que le seul mouvement des plaques ?

Nous venons de voir qu'on peut tracer la courbe "Température / Profondeur" pour les 700 premiers kilomètres de la Terre. Cette courbe comporte nettement deux parties : une partie supérieure dans laquelle le gradient thermique est fort (de 10 à 30°C km^-1), et une partie inférieure où il est faible (environ 0,4°C.km^-1). On constate que la rupture entre ces deux parties correspond à la limite lithosphère/asthénosphère (≈ 1300°C), ce qui n'est pas un hasard. On constate aussi que cette courbe ressemble étonnamment à la partie supérieure des courbes de température dans un système convectif. Cela montre que la lithosphère correspond à la couche limite thermique supérieure (CLT) d'un système convectif dont le reste du manteau serait le cœur. Quand cette couche limite thermique supérieure est suffisamment refroidie et épaissie, sa masse volumique (≈ 3 300 kg.m^-3 pour une lithosphère océanique) devient nettement plus importante que celle de l'asthénosphère sous-jacente (≈ 3 250 kg.m^-3) ; il y a alors plongée de la lithosphère dans l'asthénosphère. C'est le phénomène de subduction. Dans ce modèle, les remontées de matière profonde, chaude et peu dense (l'asthénosphère) se font au niveau des dorsales. Cette CLT (lithosphère océanique) va des dorsales à la subduction, et ce modèle permet de calculer la variation de température et d'épaisseur de la CLT. En sciences de la Terre, variation de température et d'épaisseur de couche de densité différente, cela se traduit par des variations d'altitude (isostasie), de flux thermique superficiel… On a mesuré dans les années 1970-1980 la variation de la profondeur de l'océan en fonction de la distance aux dorsales, la variation du flux de chaleur entre dorsale et subduction… Les résultats de ces mesures coïncident avec les prévisions du modèle, ce qui le valide a posteriori.

Les plaques lithosphériques (fragments de CLT) sont animées de mouvements de translation, de la dorsale vers les subductions. Si il y a toujours refroidissement par le haut, il existe deux cas extrêmes possibles de convection thermique : soit le système est chauffé par le bas, soit le système produit et/ou libère de la chaleur dans sa masse. Dans aucun de ces deux cas la CLT supérieure (la lithosphère) n'est mise en mouvement par des mouvements sous-jacents. L'analogie du tapis roulant (mis en mouvement par des moteurs et des engrenages situés sous le tapis) est donc physiquement très mauvaise. Dans le deuxième cas (chauffage dans la masse), la CLT supérieure (la lithosphère) n'est mise en mouvement que par sa tendance « spontanée » à couler du fait de sa plus forte densité. On parlera de « traction des subductions » (slab pull). Dans le premier cas (chauffage par le bas), l'arrivée active de matériel chaud venu des profondeurs se rajoutera à la tendance spontanée à « couler », ce qui provoquera une cause supplémentaire de mouvement de la CLT. On parlera de « poussée aux dorsales » (ridge push).

Le manteau représente 85% du volume de la Terre et 70% de sa masse. La majorité de l'énergie dégagée par la Terre est libérée par 4 noyaux radioactifs : ²³²Th, ²³⁵U, ²³⁸U et ⁴⁰K, ainsi que par le « refroidissement séculaire ». Or ces trois éléments chimiques radioactifs sont concentrés dans les silicates. Le noyau de fer, pauvre en sources radioactives, et qui ne représente que 30% de la masse de la Terre se refroidissant, ne fournit qu'une faible part de l'énergie de la Terre (20 à 25% d'après les dernières estimations). Cela suggère que le manteau terrestre est davantage un système produisant et libérant de la chaleur dans sa masse qu'un système chauffé par le bas. Les subductions représenteraient les seuls mouvements actifs, alors que les dorsales seraient simplement des remontées passives. En première approximation, une plaque lithosphèrique (CLT supérieure) serait tirée par la subduction et non pas poussée par la dorsale.

De très nombreuses données, totalement différentes, permettent de confirmer cette interprétation. Citons en quatre, des plus anciennes au plus récentes.

Dorsales et poussée

Il existe des plaques (presque) entièrement bordées de dorsales, comme la plaque africaine (et la plaque antarctique). Si les dorsales exerçaient une poussée, la plaque africaine serait soumise à une compression Est-Ouest. Or, le Grand Rift Africain montre qu'il n'en est rien, et que cette plaque est soumise à une extension.

Figure 6. La plaque Afrique, bordée de dorsales à l'Est comme à l'Ouest

Les flèches rouges indiquent la direction et le sens des mouvements relatifs. Si ces dorsales exerçaient une « poussée » notable, la plaque Afrique serait soumise à une compression Est-Ouest, car poussée vers l'Est par la dorsale atlantique et poussée vers l'Ouest par la dorsale indienne. Or ce n'est pas le cas, puisqu'au contraire elle est soumise à une extension Est-Ouest comme en témoigne le Grand Rift Africain.

Vitesse des plaques

Aux frontières de plaques, les anomalies magnétiques, les mesures GPS,… permettent de mesurer des mouvements relatifs. Par différentes techniques, en particulier en utilisant le repère des points chauds, il est possible de déterminer les mouvements dits « absolus » des plaques. Par rapport à ces repères supposés fixes, il existe des plaques rapides avec une vitesse de déplacement > 6 cm/an alors que les autres sont lentes avec une vitesse < 4 cm/an. Or, on constate que les plaques rapides sont celles qui subductent (comme la plaque Pacifique) et les plaques lentes sont celles qui ne subductent pas (comme la plaque Eurasie). Et il n'y a aucune relation entre la vitesse des plaques et la longueur des dorsales qui les bordent.

Source - © 2002 Conrad et Lithgow-Bertelloni, Science, modifié

Figure 7. Carte de la vitesse « absolue » des paques

La longueur des flèches est proportionnelle à leur vitesse. Leur couleur indique le rapport entre cette vitesse et la vitesse moyenne. On voit que les plaques rapides sont celles qui subductent (les données concernant la plaque philippine ne sont pas représentées). Le rapport entre la vitesse des plaques qui subductent et celle qui ne subductent pas est de presque 4.

Version pdf de l'article How Mantle Slabs Drive Plate Tectonics.

Anomalies thermiques

Depuis les années 1980, les progrès de l'informatique et la généralisation des réseaux sismologiques mondiaux permettent la tomographie sismique, équivalent géologique des scanners en médecine. Cette tomographie permet de localiser des anomalies de vitesse de propagation des ondes sismiques. Ces anomalies de vitesse peuvent être interprétées en terme d'écart de température, une accélération de vitesse correspondant en effet à une température plus basse (par rapport à la moyenne à cette profondeur), une diminution de vitesse correspondant à une température plus élevée. La tomographie sismique aux frontières de plaques indique (1) que la majorité des zones de subduction montrent un plongement de matière froide quasiment jusqu'à l'interface noyau manteau, et (2) qu'il n'y a pas sous les dorsales d'anomalie thermique s'enracinant à une profondeur supérieure à 400 km ; il n'y a pas, à l'aplomb des dorsales, de remontée de manteau chaud provenant de la base du manteau.

Source - © 1997 Steve Grand, modifié

Figure 8. Coupe tomographique entre le Pacifique et l'Atlantique central

Le code de couleur représente les anomalies de vitesse des ondes sismiques par rapport à la vitesse moyenne à la même profondeur. Ces anomalies de vitesses peuvent s'interpréter en terme d'anomalies de température (par rapport à la température moyenne à cette profondeur). On voit que la subduction andine (flèche bleue) est « visible » quasiment jusqu'à l'interface noyau-manteau. La lithosphère « froide » descend jusqu'à la limite manteau/noyau. Par contre, on ne voit aucune anomalie chaude profonde sous la dorsale pacifique (flèche rouge), preuve qu'une dorsale ne correspond pas à une remontée de matériel chaud venu des profondeurs.

Entre les deux cas extrêmes de convection thermique (chauffage par le bas ou chauffage dans la masse), il peut exister tous les intermédiaires. Si le noyau n'est pas la source principale de chaleur de la Terre, il en produit néanmoins une fraction, minoritaire mais non négligeable. Il est donc théoriquement probable qu'il existe quelques remontées actives de manteau profond, issues du voisinage de l'interface noyau-manteau. Les points chauds, traces en surface de ces panaches, sont d'excellents candidats pour ces remontées mantelliques profondes et actives. La géochimie (rapports isotopiques du plomb, de l'hélium…) permet de confirmer que le manteau qui fond partiellement sous les dorsales est différent de celui qui fond partiellement à l'aplomb des points chauds. Sous les dorsales, le manteau qui fond est du manteau d'origine superficielle ; il ne monte que pour combler le vide laissé par les deux plaques qui s'écartent. Sous les points chauds, le manteau qui fond est du manteau d'origine très profonde. D'autres arguments géochimiques suggèrent d'ailleurs que cette base du manteau (remontant au niveau des points chauds) est contaminée par la lithosphère océanique (manteau supérieur + croûte basaltique + sédiments) ayant subducté jusqu'à ces profondeurs (voir l'artcle noyau/manteau de S. Labrosse).

Dans tout ce qui précède, nous n'avons quasiment jamais parlé de magma : c'est le manteau solide qui convecte. Le magma ne représente qu'un infime pourcentage du volume de la Terre. Il s'en produit très localement entre 100 et 10 km de profondeur, au sommet des zones de manteau qui remonte, qui remonte de très profond (les panaches) ou de beaucoup moins profond (les dorsales). Dans ces zones de manteau ascendant, c'est la décompression qui entraîne la fusion partielle. Il se produit aussi une fusion partielle du manteau à l'aplomb des zones de subduction, le plongement de la lithosphère océanique hydratant le manteau sus-jacent.

On peut résumer, dans la figure suivante, tout ce qui précède par un schéma hyper simplifié de la convection mantellique.

Source - © 2010 S. Labrosse, P. Thomas

Figure 9. Modèle très simplifié de la convection mantellique

Ce modèle laisse « en suspens » un certain nombre de résultats et de propositions exposés dans d'autres articles du numéro spécial de Pour la Science.

Le manteau est représenté en vert (couleur de la péridotite), vert foncé pour le manteau froid (lithosphérique), vert « moyen » pour la partie principale du manteau, et vert plus clair pour le manteau chaud des panaches. La transition ringwoodite/perovskite correspond au cercle pointillé (voir l'article Debayle/Ricard sur la zone de transition pour plus de détails). La couche D'' et tout ce qui se passe à l'interface noyau-manteau, sont ici volontairement hyper-simplifiés, et sont représentés comme une coque sphérique très claire, sans structure dessinée. Pour avoir plus de détails sur ce qu'il se passe à l'interface noyau/manteau, se reporter à l'article de Stéphane Labrosse. Les croûtes sont représentées en brun, le noyau en gris (couleur du métal). Les épaisseurs relatives des différentes couches ont été modifiées pour en assurer la visibilité. Les très rares parties magmatiques (liquides) du manteau ainsi que les volcans aériens sont représentés en rouge. La part extrêmement limitée de ces magmas montre bien combien l'idée d'une Terre « sphère magmatique » est erronée.

Ce schéma insiste sur l'importance des subductions, qui mettent en mouvement la lithosphère, et sur le côté superficiel et passif des dorsales, qui ne font que combler l'écartement engendré par le mouvement des plaques. Dans ce schéma, la taille des flèches blanches indique la vitesse des mouvements. La petite taille des flèches sous-lithosphériques montre que le manteau asthénosphérique est mis en mouvement par la lithosphère, et non l'inverse comme couramment dit. Les plaques qui subductent vont vite (≈ 10 cm/an), alors que les plaques qui ne subductent pas sont très lentes (≈ 1cm/an). L'ascension des panaches sous les points chaud est également actif et très rapide (> 10 cm/an).

Dans ce schéma théorique tel qu'il est dessiné, les 2 subductions vont plus vite que la dorsale dans l'océan central qu'elles bordent ; cet océan réduit donc de taille et les subductions dérivent donc lentement vers le centre du schéma. Ce retrait des subductions vers le centre de l'océan entraîne une migration des 2 plaques qui les bordent et l'ouverture de nouveaux océans (lents). Les deux tiers droits de cette coupe pourrait correspondre très schématiquement à un trajet allant de l'ensemble Australie-Nouvelle Zélande (simplifié ici comme un seul continent) à la dorsale Atlantique (à droite) en passant par le Pacifique (l'océan au centre).

Tous les paragraphes qui précèdent ne sont que des simplifications volontairement extrêmes de ce qu'ont fait et font les géophysiciens ces vingt dernières années. Et malgré les énormes progrès réalisés, de nombreuses questions, incertitudes et problèmes demeurent. Signalons en quelques uns.

Quelques résultats récents, travaux en cours ou propositions (provisoires) de modèles sont proposés pour ces questions, dans ce numéro spécial de Pour la Science. Et on a envie de conclure cet article par « affaire à suivre », en prévoyant qu'il y aura des changements dans le prochain numéro spécial consacré à la Terre.