Le manteau terrestre (silicates à haute pression)
L’analyse de la composition de notre planète n’est pas chose facile. Comment déterminer ce qui se passe à 500 km, 1000 km ou 2500 km sous le niveau du sol alors même que les mines les plus profondes ne descendent qu’à 3600 m et les forages à 12 km ? L’analyse de la propagation des ondes sismiques au travers de la sphère terrestre a apporté les premiers éléments de réponse. Elle a permis aux géologues de déterminer la densité de la matière à différentes profondeurs.
En premier lieu, elle a permis d’identifier ce que l’on appelle la discontinuité de Mohorovicic, ou plus simplement le Moho. Le Moho se situe à une profondeur variant entre 10 et 50 km. Il est caractérisé par une nette différence de vitesse de propagation des ondes sismiques. Cette différence résulte de la différence de structure minéralogique des roches entre la croûte terrestre (composée principalement de basalte, de granite et de péridotite) et le manteau. Le manteau est le nom donné à la partie du globe terrestre située entre le noyau fer-nickel et la croûte terrestre.
Ce manteau n’est pas uniforme. Une analyse plus précise des ondes sismiques montre qu’il est séparé en deux parties. Une partie que l’on appelle manteau supérieur et qui s’étend jusqu’à 400 km de profondeur et une partie appelée manteau inférieur qui va de -670 km à -2700 km. Ces deux parties sont séparées par une zone de transition dans laquelle la vitesse de propagation varie de manière continue.
Qu’est-ce qui peut justifier cette différenciation ? Francis Birch est le premier à avoir émis en 1952 l’hypothèse qu’elle était due à des changements de structure des matériaux sous l’effet de la pression et de la température. L’intuition de Birch est accueillie avec scepticisme. Pour les minéralogistes, la structure des quartz, olivines, pyroxènes et autres amphiboles est déjà très condensée et ils voient mal comment elle pourrait l’être plus encore. Il faudra attendre 1960 pour que Francis Birch soit pris au sérieux. C’est à cette date qu’un jeune doctorant, Sergueï Stishov, va montrer que le quartz, un cristal que l’on jugeait incompressible, changeait de structure lorsqu’on le soumettait à une très haute pression et à une température élevée.
Stishovite, le premier silicate à haute pression
En 1960, Sergueï Stishov soumet un quartz à une pression de 13 GPa à 1500°C (les conditions qui règnent 400 km sous terre). Il obtient un tout nouveau cristal 1,5 fois plus dense que le quartz. Peu de temps après, ce minéral est découvert à l’état naturel dans des roches ayant subi un choc à Meteor Crater, un cratère d’impact situé en Arizona. On a donné à ce polymorphe du quartz le nom de stishovite.
Dans la stishovite, le silicium a pour coordinence 6 au lieu de 4. Il est au centre d’un octaèdre SiO6. Chaque atome d’oxygène se coordonne avec 3 atomes de silicium. Chaque octaèdre partage deux de ses arêtes de base avec ses voisins et s’arrime par ses pointes aux bases d’autres octaèdres.
Cette configuration n’est pas propre aux silicates à haute pression. C’est celle du groupe des rutiles, nom donné à un groupe de minéraux dont la structure est identique à celle du rutile TiO2 (dioxyde de titane). Mais une coordinence de 6 n’a rien d’étonnant pour le titane alors qu’elle est tout à fait inattendue pour le silicium !
Cette transformation de la structure du quartz avec la pression va donner des idées à Alfred Ringwood. Influencé par les idées de Birch avec qui il a travaillé, il fonde un laboratoire d’étude des minéraux à haute pression. Après plusieurs années d’effort, il parvient à montrer que la structure de l’olivine Mg2SiO4 se déforme progressivement au-delà de 13 GPa pour donner tout d’abord un polymorphe plus dense appelé wadsleyite, puis un autre auquel on a donné son nom, ringwoodite. La structure de la ringwoodite n’est pas non plus complètement inconnue. Il s’agit d’une spinelle (et plus exactement d’une spinelle inverse). Les spinelles sont des minéraux de formule AB2O4 dans lesquels les cations A et B occupent à la fois des sites (polyèdres de coordination) octaédriques et tétraédriques. Le minéral éponyme de ce groupe est la spinelle MgAl2O4. Dans la ringwoodite, le silicium occupe un site octaédrique et le magnésium se répartit entre sites octaédriques et tétraédriques. Tout comme dans le cas de la stishovite, l’augmentation de pression a fait passer la coordinence du silicium de 4 à 6.
A ce stade, il est légitime de se demander ce qui se passe pour les pyroxènes dans des conditions similaires. Les expérimentations montrent que, pour une pression de 16 GPa et une température voisine de 2000°C, l’enstatite MgSiO3 se transforme en un grenat de type un peu particulier, la majorite. Un grenat a pour formule A3B2Si3O12, A étant un cation de degré d’oxydation 2 et B un cation de degré d’oxydation 3. Les cations A occupent des sites dodécaédriques et les cations B des sites octaédriques. Or il n’y a pas de cations susceptibles d’avoir le degré d’oxydation 3 dans l’enstatite. Qu’à cela ne tienne ! Dame nature a plus d’un tour dans son sac. En mettant un atome de magnésium dans un site octaédrique sur deux et un atome de silicium dans l’autre, on obtient le même effet. C’est la structure de la majorite dont la formule est Mg3(Mg0.5,Si0.5)2Si3O12.
Ce n’est pas le seul mode de transformation du pyroxène à haute pression. Entre 16 et 18 GPa et à 1200°C il se transforme lui aussi en wadslyeyite puis en ringwoodite. Il en résulte un excédent de silicium et d’oxygène qui forment de la stishovite.
A 19 GPa nouvelle transformation. On retrouve un polymorphe du pyroxène MgSiO3, l’akimotoïte, un minéral dans lequel tous les atomes de silicium ont une coordinence de 6. Cette fois, c’est du magnésium qui se retrouve en excédent avec de l’oxygène et qui forme du périclase MgO.
Et à 670 km de profondeur, que se passe-t-il ? On a alors une pression voisine de 25 GPa. Le développement des presses à enclumes de diamant dans les années 1970 va permettre d’explorer ces domaines de pression. Le chercheur taïwanais Lin-Gun Liu va montrer que les grenats adoptent un structure pérovskite à 26 GPa. Dans la nouvelle structure pérovskite le silicium occupe des sites octaédriques et les cations métalliques des sites cuboctaédriques, comme dans le minéral éponyme CaTiO3.
Les olivines et leurs polymorphes wadslyeyite et ringwoodite subissent le même type de transformation et forment des pérovskites de formule (Mg,Fe,Al)(Si,Al)O3. (Les olivines contiennent un peu de fer et d’aluminium.) Le fer et le magnésium libérés par cette transformation forment de leur côté des ferropériclases (Mg,Fe)O. Les atomes de calcium font bande à part et forment du CaSiO3 pérovskite.
Revenons à la composition du manteau. Jusqu’à 400 km de profondeur, la vulcanologie et l’analyse des roches remontée à la surface par l’orogénèse montrent que le manteau supérieur est composé principalement d’olivines, de pyroxènes et de grenats. Les olivines sont des nésosilicates de formule (Mg,Fe)2SiO4. Les pyroxènes sont des inosilicates de formule (Ca,Mg,Fe)2Si2O6. Les grenats (comme nous l'avons vu plus haut) sont des nésosilicates de formule A3B2(SiO4)3 avec :
- A un cation de degré d’oxydation égal à 2 (Mg, Ca, Fe, Mn)
- B un cation de degré d’oxydation égal à 3 (Fe, Al, Cr, Y…)
Entre 400 km et 670 km s’établit une zone de transition.
Les olivines se transforment en wadsleyite puis en ringwoodite. Les pyroxènes quant à eux se transforment en majorité, une forme particulière de grenat (voir plus haut). La partie supérieure du manteau supérieur est solide et fait partie de la lithosphère. La partie inférieure est « ductile ». Cela signifie qu’elle peut se déformer plastiquement sans qu’il apparaisse de ruptures (avec des constantes de temps de déformation de la matière de l’ordre de plusieurs siècles). Le manteau supérieur est le siège de points chauds dans les zones de subduction. La matière à cet endroit est moins dense et a tendance à remonter du fait de la poussée d’Archimède. Soumise à une pression moindre, elle fond partiellement et crée du magma (volcanisme). La densité du noyau supérieur varie de 3,4 g/cm3 à 4,4 g/cm3. La température augmente rapidement avec la profondeur jusqu’à la limite de la lithosphère (~200 km) puis beaucoup plus lentement au-delà (0,3°C/km) jusqu’à atteindre 1600°C à 670 km. La pression augmente également avec la profondeur et atteint 25 GPa à 670 km.A partir de 670 km commence le manteau inférieur. La pression est trop forte pour qu’olivines, pyroxènes et grenats puissent subsister. C’est le domaine des pérovskites CaSiO3 et MgSiO3 et des ferropériclases (Mg,Fe)O.
Au-delà de 2700 km, les minéralogistes pensent que la pérovskite adopte une configuration légèrement plus dense appelée, faute de mieux, la post-pérovskite. Celle-ci cohabite avec des ferropériclases.
La densité du noyau inférieur varie de 4,4 g/cm3 à 5,6 g/cm3. La température à la limite supérieure (670 km) est de 1600°C. Elle est de ~2200°C à la limite avec le noyau (gradient de 0,3°C/km). La pression augmente de manière presque linéaire pour atteindre 120 GPa à 2900 km.
Le manteau inférieur est fortement visqueux (avec des constantes de temps de l’ordre de plusieurs siècles lui aussi). Il est le siège de mouvements de convection très lents grâce auxquels s’évacue la chaleur interne de la Terre, et en particulier celle due aux désintégrations radioactives (potassium, uranium, thorium) et celle dissipée par la cristallisation du fer dans le noyau.
A partir de 2900 km commence le noyau fer-nickel, et plus particulièrement sa partie liquide. La transition est marquée par un saut très net en température (4700°C) et en densité (supérieure à 8 g/cm3).
