Structures internes de la Terre Modèles minéralogiques

Introduction Sismologie: elle donne accès à la densité et à la notion d’élasticité des couches internes Question: quelle est la composition minéralogique de ces enveloppes qui ont ces caractéristiques sismologiques? Corollaire: Si on établit la minéralogie, on a accès à la composition chimique de ces enveloppes!

Composition chimique de la Terre Sa composition globale est déduite de l’observation du spectre d’émission de la lumière solaire et de la composition des chondrites C1 moins les éléments volatils.

Composition chimique de la Terre 2 Le chauffage et la fusion ont entraîné une différenciation en enveloppes concentriques de compositions minéralogiques différentes. Croûte, plus légère que les chondrites (Quartz et Feldspaths) Noyau de fer plus dense qui a décanté vers le centre, entraînement des sidérophiles + beaucoup de S Manteau (enclaves) , pas tout à fait chondritique, il manque un peu de Si (soit volatilisé, soit caché dans manteau inférieur)

Structures minérales 1 Minéral = édifice atomique tridimensionnel. Il existe des symétries (centre , plan, etc) dans 7 systèmes cristallographiques. La maille est l’unité de base qui se répète. L’arrangement des atomes se fait suivant un compromis correspondant à un minimum d’enthalpie libre (G) (taille des ions, charge etc) Ce compromis varie avec P et T et il peut exister des variétés polymorphiques de cristaux, le passage d’un type à un autre étant une transition de phase.

Structures minérales 2 Celles qui surviennent dans la Terre impliquent un DV et/ou un DS; ce dernier terme implique un échange de chaleur latente en TDS (absorption ou dégagement) Quand P augmente, il devient moins » cher » en énergie de changer de phase plutôt que de comprimer plus une phase existante. La coordinence augmente car les atomes s’organisent suivant un mode plus compact Si on passe de 4 (tétraèdre) à 6 (octaèdre) SiO4 4- ou SiO2 en tridim. donne SiO6 8- ou SiO3 2- en tridim.

dGb-dGa = (Vb-Va)dP-(Sb-Sa)dT Structures minérales 3 Chaque variété polymorphique est stable pour une gamme de P et T. La carte de stabilité = diagramme de phases. A la limite entre deux phases, les G sont égales, donc G ne change pas au cours d’une transformation réversible. ab dGb-dGa = (Vb-Va)dP-(Sb-Sa)dT ou bien DVdP-DSdt =0 Selon Clapeyron: dT/dP = DV/DS Si pente > 0 réaction exothermique Si pente < 0 réaction endothermique Le 1er cas: transition à 400km Le 2ème cas: transition à 670km

Minéraux du manteau à basse P Roche du manteau = Péridodite De l’olivine et 2 pyroxènes (ortho et clino) + plagioclase, spinelle ou grenat (~~5%) L’olivine du manteau Fo90 soit Mg = 9 Fe Orthorhombique, empilement hexagonal compact des oxygènes avec 1/8 des sites tétraédriques occupé par Si4+ et 1/2 des sites octaédriques occupé par Mg2+ et Fe2+

Structures d’empilements compacts

Minéraux du manteau à basse P Les pyroxènes: OPX (Fe,Mg)SiO3, En (enstatite)90 CPX CaMgSi2O6 (diopside), plus fusible que l’OPX La phase alumineuse: - de 10% en volume jusqu’à 30km: plagioclase calcique de 30 à 75km: spinelle alumineux MgAl2O4 (MgO et Al2O3) + de 75km : grenat (Mg,Fe)3Al2Si3O12, structure intermédiaire entre pyroxène MgSiO3 et alumine Al2O3

Minéraux de haute pression Expérimentation On doit pouvoir aller jusqu’à 1 Mbar et 3000°C! Transitions de phases des pyroxènes et de l’olivine Quand P et T augmentent l’OPX se dissout progressivement en grenat pyrope (Fe-Mg légèrement alumineux) Au dessus de 150kb la transformation est totale. Vers 240kb la structure Pérovskite apparaît Pérovskite = (Mg,Fe) SiO3 mais Si est en sites octaédriques d’O, tous liés les uns aux autres (maille = SiO68-) 1 Mg (ou Fe) par octaèdre en système cubique imparfait

Minéraux de haute pression Olivines L’olivine orthorhombique se transforme en spinelle cubique (CFC et non HC), 10% plus dense car CFC parfait par rapport à l’HC imparfait des olivines) Fayalite ( Fe2SiO4) donne directement du spinelle Forstérite (Mg2SiO4) passe par 1 phase intermédiaire(CFC) vers 400km (120kb). Il faut 40kb de plus pour atteindre le spinelle.

Minéraux de haute pression Vers 240kb le spinelle n’est plus stable, il se décompose en 2 phases: (Mg,Fe)SiO4(Mg,Fe)SiO3 + (Mg,Fe)O Pérovskite + Magnésiowüstite Pérovskite = le minéral magnésien des HP car les olivines et les pyroxènes y mènent, le minéral le plus abondant de la Terre. Elle contient peu de fer Magnésiowüstite: minéral très dense qui contient l’essentiel du fer du manteau profond, structure de type NaCl.

Diagramme des phases haute pression du manteau Diagramme des phases ferro-magnésiennes stables en fonction des conditions de pression: olivine, spinelle et perovskite. Le fer est surtout dans la Mw en profondeur car il entre mal dans la Pv.

Modèles minéralogiques On doit d’abord établir un bilan chimique en revenant aux deux cas envisagés: Appauvri en Si Si caché en profondeur Modèle appauvri/ aux chondrites Manteau homogène du Moho à la limite manteau/noyau Constitué d’une roche hypothètique appelée pyrolite(Ringwood) Sa composition est calculée pour produire un basalte par fusion partielle et ayant comme résidus les péridotites observées : modèle de manteau pyrolitique.

Modèles minéralogiques Manteau chondritique Manteau hétérogène avec manteau inf. plus riche en Si que le manteau sup. : modèle chondritique du manteau primitif Les minéraux ne diffèrent qu’en proportions. Contraintes: la composition minéralogique doit être compatible avec les variations de vitesse des ondes sismiques Les discontinuités sismiques = transition de phase ou changement de composition chimique. Pour établir un modèle minéralogique il faut connaître: Profil P et T du manteau Diagramme de phases des minéraux impliqués Propriétés physiques des phases

Modèles minéralogiques Connaissance imparfaite des paramètres = impossible de départager certains modèles 1 seul exemple: Le modèle de Ringwood (pyrolitique) Il est simple: manteau homogène chimiquement Discontinuités sismologiques sont des transitions de phase Moho (base de croûte): olivine + enstatite + grenat Al en augmentation avec P. Teneur en Fe , 10 % dans minéraux ferromagnésiens. A 400km, transition olivine -phase b, début zone de transition, transition b vers g un peu + profond mais toujours dans la partie supérieure de la ZT. ZT: spinelle g + grenat Fe-Mg avec un peu d’Al Bas de la ZT: le grenat se décompose en ilménite

Modèle de Ringwood (suite) À 670km: discontinuité majeure entre parties inférieure et supérieure du manteau Grenat Fe-Mg donne la pérovskite Le spinelle g donne pérovskite + magnésiowüstite. La pérovskite: phase dominante du manteau profond: 80% dans le modèle pyrolitique et presque 100% dans le modèle chondritique Le manteau profond de 670 à 2900km = 80% du manteau donc pérovskite = 2/3 du manteau total.

Le noyau Il est constitué surtout de fer mais pas pur: Abondances cosmiques: 4% de Ni en masse Fer liquide serait trop dense par rapport à ce qui est nécessaire; donc 10% d’éléments plus legers. Modèles récents: 7 % de Si, 2% de S et 4% d’O. A la discontinuité noyau externe/graine, le courbe de fusion du fer croise la courbe de T de la Terre, le fer cristallise avec le Ni mais exclut les légers qui se concentrent dans le résidus liquide. Structure de la graine: mal connue encore.

Modèle de Terre Terre à 5 couches