Données obtenues sur les monocristaux de quartz et sur une quartzite

Diffusivité thermique modélisée

Ecart avec mesures par la méthode 2

[100] 7.1 2.55 (±0.05) - -7%

[010] 6.5 1.50 (±0.05) - -11.7%

[001] 5.8 2.21 (±0.06) - -11.2%

SYN1 5.8 2.02 (±0.03) 2.035 -6.7%

OMAN longueur variable 2.05 (±0.05) 2.035 -8,9%

Tableau 5.4 : Mesures de la diffusivité thermique des monocristaux et agrégats polycristallins d’olivine par la méthode 3 (Angström) et comparaison entre valeurs mesurées avec la méthode transitoire (2) et les diffusivités calculées pour les aggrégats « isotropes » en utilisant le tenseur de diffusivité thermique de l'olivine obtenu avec la méthode 3.

L’écart avec la méthode 2 mesuré pour les monocristaux à température ambiante semble dépendre de la direction mesurée. En particulier, les mesures suivant les axes [010] et [001] sont surestimées par la méthode 2, et ce conformément au problème de taille d’échantillon discuté plus haut. La méthode 3 ne souffre pas de ce problème si le signal est adapté aux conditions aux limites (condition sur l’atténuation), ce qui a toujours été le cas des mesures présentées ci-dessus. Par contre, les incertitudes sur la position des thermocouples peuvent induire une erreur systématique de 3 à 5% dans ces mesures.

Comme pour les mesures effectuées par la méthode 2, l’accord entre les propriétés calculées et mesurées sur agrégats avec la méthode 3 suggère que les joints de grains ou les défaults cristallins n’ont pas d’influence sur le transport thermique sous conditions ambiantes. Cependant, l’écart entre les mesures sur les agrégats obtenues avec les deux méthodes met en évidence une différence réelle et reproductible, qui n’est pas imputable à un problème interne de la méthode 2, puisque les mesures sur les dunites ont été effectuées sur des échantillons de grande taille (10mm), ce qui est suffisant pour séparer les transferts balistiques et intrinsèques. Cette différence sera discutée dans le paragraphe 5.3.

5.2.4 Données obtenues sur les monocristaux de quartz et sur une

quartzite.

Mettant à profit les mesures de calibration de la méthode Angström (3) réalisées sur du quartz, une étude similaire à celle menée sur l’olivine a été conduite sur une quartzite du massif de Saint Barthélemy (SB114 - Pyrénées). Cette quartzite présente plusieurs avantages. Elle est monophasée, présente une fabrique cristallographique bien marquée (fabrique mesurée par Antoine Gauffriau (Gauffriau, 2000) - fig.5.6), tout en ayant une microstructure mylonitique caractérisée par des tailles de grains extrémement petites (photo de lame mince- fig.5.5). La masse volumique de la quartzite est très proche de celle du monocristal, suggérant une faible porosité. De plus, le quartz étant transparent du point de vue du transport radiatif (au moins jusqu'à 700°C - voir données sur monocristaux), le transfert d’échelle entre agrégat et monocristal peut être étudié à haute température. Le transport radiatif n’interférera pas avec le transport thermique par le réseau cristallin que l’on veut exclusivement étudier ici.

Figure 5.5 : Photo prise en lumière polarisée de la quartzite SB 114 en lame mince (prise dans le plan (XZ) avec la linéation X horizontale) et mise en évidence de la microstructure(A gauche, rubannements de quartz et à droite, grains recristallisés très fins). Extrait de Gauffriau (2000).

Figure 5.6 : Orientations préférentielles de réseau du quartz dans la quartzite SB114 (Gauffriau, 2000), modélisation et mesure de la diffusivité thermique à 35°C. Une différence d’environ 6-7% est observée entre les modèles et les mesures. Les erreurs de mesures sont d’environ 3%.

La fabrique cristallographique de cette quartzite est toutefois inhomogène avec, en particulier, des variations locales de l'angle entre le maximum de concentration des axes c et la foliation (Gauffriau, 2000). La diffusivité thermique a donc été calculée en intégrant un grand nombre de mesures d’orientations cristallographiques (environ 10000 grains localisés dans différentes zones de la lame mince étudiée). Les calculs de la diffusivité thermique (moyenne VRH) ont été menés par incréments de 50°C jusqu'à 650°C, en interpolant l’ensemble des données du tenseur mesuré sur le monocristal de quartz. Le maximum de diffusivité thermique se situe suivant la direction Y (normale à la linéation dans le plan de foliation) et le minimum suivant la linéation X (fig. 5.6). L’anisotropie maximale calculée (entre les directions X et Y) est de 22%. Les mesures de diffusivité thermique ont été réalisées sur la quartzite par la méthode 3 sous pression ambiante et à des températures comprises entre 35°C et 900°C. Des carottes de 6 mm de diamètre et l=8.5 mm de longueur (conditions

l’=2.l) ont été utilisées.

À température ambiante (35°C), les mesures dans les directions X et Y montrent une diffusivité thermique mesurée plus faible d’environ 6-7% que celle modélisée et une anisotropie identique (fig. 5.6). Cette différence peut s’expliquer par le fait que la roche comporte une grande quantité d’impuretés, qu’elle soient d’origine chimique ou liées à la microstructure. Ceci est accentué par une taille de grain très fine et par le fait que les propriétés d’un agrégat naturel (donc chimiquement impur) et celle d’un monocristal synthétique sont ici comparées. Cependant, compte tenu des erreurs systématiques de mesure, commises sur le monocristal de quartz dont dépendent les modèles (mesures du chapitre 3) et sur la quartzite (environ 3% si on considére l'erreur sur la position des thermocouples), cette différence apparaît comme faible : pour quantifier l’erreur commise, il faudrait réaliser un grand nombre de mesures sur un nombre élevé de carottes, ce qui n’a pu être réalisé dans la thèse. Une différence de 6-7% montre néanmoins que les effets de la microstructure et des impuretés à l’échelle de la roche demeurent limités, conformément à ce qui est prédit par les théories de diffusion des phonons par les impuretés. Dans la direction Z, les diffusivités mesurées sont toutefois inférieures d’environ 8% à celles calculées. Cette différence accentuée est attribuée à une microfracturation parallèle au plan de foliation. La pression axiale de 7 MPa appliquée ici n’est pas assez élevée pour fermer ces microfractures.

Les différences entre mesures et modèles observées à température ambiante sont conservées à haute température : les dépendances en températures sont donc identiques à l’échelle du cristal et de la roche (fig. 5.7). La transition de phase dans la quartzite est observée de la même manière que dans le monocristal de quartz, et l’anisotropie ne s’inverse pas au cours de la transition, ce qui confirme les résultats obtenus sur le monocristal par la méthode 3 (s’opposant une nouvelle fois aux résultats de la méthode 2). Par ailleurs, l’accord entre les dépendances en température observées pour les cristaux et pour la quartzite suggère que les mesures ne sont pas affectées par une microfracturation thermique lors de la montée en température. De plus, les mesures sur la quartzite après refroidissement sont en bon accord avec celles réalisées sur l’échantillon non chauffé. L’absence d’inversion à la transition de phase (augmentation de la diffusivité selon l'axe a, celui-ci devenant plus conductif que l'axe c d’après Höfer, (2003)) n’est donc pas due à une éventuelle microfracturation du cristal utilisé dans les mesures avec la méthode 3, comme il l’avait été suggéré dans le chapitre 3 pour expliquer la différence avec la méthode 2. Les mesures présentées dans cette étude semblent donc caractériser un comportement intrinsèque du quartz. La différence de comportement par rapport à l'étude précédemment réalisée avec la méthode 2 (Höfer, 2003) demeure toutefois non-expliquée. Des nouvelles mesures en utilisant les deux méthodes sont nécessaires pour mieux contraindre la diffusivité thermique selon l'axe a à haute température.

5.2.5 Conclusion : transferts de chaleur dans les matériaux