R´egime thermique oc´eanique, continental

La synth`ese effectu´ee par Pollack et al. (1993) permet d’appr´ehender les variations `a grandes longueurs d’onde du r´egime thermique (fig. 1.3.2). Les oc´eans ont une signature thermique tr`es caract´eristique o`u la bathym´etrie des bassins oc´eaniques (dont la profondeur minimale est celle des rides, i.e.] 2500 m) est directement corr´el´ee au flux de chaleur (e.g. Sclater et al., 1980). La lithosph`ere oc´eanique, couche limite thermique, ´evacue la chaleur par conduction. L’´epaisseur ^ de celle-ci d´epend simplement de la diffusivit´e_ telle que

^Q]` _ba o`ua est l’ˆage du plancher oc´eanique. La lithosph`ere devient plus lourde `a mesure

qu’elle s’´epaissit et par isostasie, la subsidence du plancher oc´eanique varie en ` a (e.g. Turcotte et Oxburgh, 1967). Cette loi peut ´egalement se d´ecliner en fonction du refroidis-sement de la lithosph`ere, quantifi´e par le r´egime thermique (e.g. Stein and Stein, 1994). Le flux de chaleur abyssalc peut alors s’´ecrire tel quecd]fehg ` a . Les moyennes des donn´ees de flux de chaleur en domaine oc´eanique (fig. 1.3.3a) illustrent la relation entre subsidence et r´egime thermique. Bien que les donn´ees soient largement dispers´ees, le flux de cha-leur diminue avec la profondeur en dec¸`a de 2500m (profondeur des rides) tel que d´ecrit ci-dessus. Contrairement aux travaux pr´ec´edents (e.g Sclater et al., 1980 ; Stein et Stein,

FIG. 1.3.2 – Donn´ees de densit´e de flux de chaleur et mod`ele extrapol´e en harmoniques sph´eriques de degr´e 12 (d’apr`es Pollack et al., 1993.)

1994), les donn´ees pr´esent´ees figure 1.3.3a ne sont pas restreintes aux seuls bassins dont le plancher oc´eanique est bien identifi´e, ce qui laisse apparaˆıtre une plus grande dispersion, sans alt´erer le contenu moyen. Les effets de l’hydrothermalisme perturbent drastiquement le r´egime thermique `a proximit´e des rides, et les donn´ees de flux de chaleur indiquent un flux plus faible que le sugg`ere la relation th´eorique. Afin de quantifier le flux de chaleur oc´eanique, il faut donc ´eliminer les perturbations dues de l’hydrothermalisme. Les estima-tions de Sclater et al. (1980) indiquent un flux de chaleur oc´eanique total de l’ordre de 31 TW. Nous avons vu qu’il existe des relations simples (´equations 1.3.4) entre flux de chaleur et ˆage de la lithosph`ere oc´eanique et entre bathym´etrie et ˆage du plancher oc´eanique. En se basant sur un mod`ele o`u la lithosph`ere est une couche limite thermique se refroidissant (de la mˆeme mani`ere que Stein et Stein, 1994), il existe alors une relation entre bathym´etrie et

0 2000 4000 6000 Altitude (m) 0 50 100 150 200 −6000 −4000 −2000 0 Profondeur (m) 0 50 100 150 200 HFD (mW/m 2 )

FIG. 1.3.3 – Densit´e de flux de chaleur en domaines oc´eanique (a) et continental (b). Les donn´ees sont moyenn´ees par blocs de 200 m (courbe centrale blanche) ; l’enveloppe est donn´ee par les ´ecarts-types autour des valeurs moyennes.

flux de chaleur : ikjmlonqp rosqtu

vxwzy v { j y v}| yo~ n jml  | l€n\‚ (1.3.4) o`u iƒj+l„n

est le flux de chaleur en fonction de la profondeur

l

, s

la conductivit´e, w le co-efficient de dilatation thermique,

l…€

la profondeur moyenne des rides,t

v l’augmentation de temp´erature `a travers la lithosph`ere,y

v la densit´e du manteau ety†~ la densit´e de l’eau. Il est alors possible de calculer le flux de chaleur sur l’ensemble des fonds oc´eaniques `a partir de la bathym´etrie.

Effectuons le calcul `a partir des donn´ees de bathym´etrie `a 5’. Int´egr´e sur l’ensemble des oc´eans, le flux de chaleur est de l’ordre de 28 TW, avec

l‡€

=2500 m, s

=3.138 W mˆZ‰ KˆZ‰ ,

w =3,28.10ˆ\Š KˆZ‰ ett

v =1350 K, soit une valeur comparable aux estimations pr´ec´edentes. Il semble en fait qu’un peu plus de chaleur soit transport´ee par le plancher oc´eanique d’ˆage ancien que ce qui est pr´edit par la loi en h‹Œ Ž . La croˆute oc´eanique ´etant mince et pauvre en ´el´ements radiog´eniques, les sources thermiques oc´eaniques sont presque exclusivement mantelliques.

o`u la dorsale est plus rapide ( 150 mm/an) que dans l’Atlantique, o`u l’expansion `a la dorsale est lente ( 50 mm/an).

Les profondeurs inf´erieures `a 2500 m correspondent aux marges continentales, et le flux de chaleur n’observe pas le mˆeme comportement en fonction de la profondeur que pour les bassins oc´eaniques (fig. 1.3.3). Sur Terre, les altitudes comprises entre -2500 m et -500 m (talus) sont de toute fac¸on suffisamment restreintes pour qu’on puisse les n´egliger. Le flux de chaleur moyen des zones o`u la g´eodynamique est active (dorsales et points chauds) est tr`es ´elev´e puisqu’ils ´evacuent sur une faible surface pr`es de 10% de la chaleur terrestre dont la source est au noyau (Sleep, 1990).

En domaine continental, les contrˆoles du r´egime thermique sont plus nombreux qu’en domaine oc´eanique et le flux de chaleur y est moins pr´edictible. Aux contrˆoles profonds, crustaux ou mantelliques, se superposent les ph´enom`enes superficiels qui rendent difficile la description du flux de chaleur. En domaine continental, le flux de chaleur augmente sen-siblement avec l’altitude (fig. 1.3.3b). Pour les altitudes peu ´elev´ees (inf´erieures `a 1500 m), il augmente fortement avec l’altitude (pr`es de 16.10‘\’ mW m‘\“ m‘Z” ). Pour les altitudes plus ´elev´ees, une plus forte incertitude existe, mais le flux de chaleur continue `a augmen-ter. La croˆute (particuli`erement la croˆute sup´erieure) est enrichie en ´el´ements radiog´eniques (U, Th, K). La d´esint´egration de ces ´el´ements est exothermique. La concentration de ces ´el´ements dans la croˆute (de l’ordre de 5 • g/g pour l’uranium, e.g. Mac Donough et Sun, 1995, Rudnick et Fountain, 1995) est telle qu’elle repr´esente une part significative de la chaleur ´evacu´ee par la Terre. La production radiog´enique (U, 94,35 • W m‘\’ ; Th, 26,6

• W m‘\’ ; K, 0,0035 • W m‘\’ ) apparaˆıt donc comme le meilleur candidat pour expliquer l’augmentation du r´egime thermique avec l’altitude. Mais la dispersion des donn´ees doit ˆetre expliqu´ee par le cumul de ph´enom`enes, particuli`erement dans les zones tectonique-ment actives, o`u les perturbations d´ependent de l’espace et du temps. Si l’on reconnaˆıt cette augmentation du r´egime thermique avec l’altitude, il est difficile en revanche de d´egager des provinces thermiques en domaine continental, bien que les cratons soient g´en´eralement froids et les domaines orog´eniques globalement chauds (fig. 1.3.2). Nous verrons par la suite sur diff´erents exemples de chaˆınes de montagnes comment des diff´erences spectacu-laires de r´egime thermique s’expliquent par des diff´erences de cin´ematique.

C’est-chaleur qui n’est jamais mentionn´ee contribue au flux profond : la friction aux limites de la lithosph`ere. Celle-ci constitue la seule force r´esistante de la tectonique des plaques et ´equilibre les forces motrices, qui sont de l’ordre de 10–+— `a 5.10–+— N m˜Z– (force par m`etre lin´eaire de plaque parall`element aux dorsales, cf. section 1.2.2). Les plaques ont une longueur caract´eristique de 5000 `a 10000 km (perpendiculairement aux dorsales) et se d´eplacent `a des vitesses absolues jusqu’`a 10 cm/an. La chaleur produite par friction sur les limites de la plaque s’´ecrit, en moyenne par unit´e de surface :

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(1.3.5) Une plaque de 5000 km de longueur se mouvant `a 5 cm/an produit donc de la chaleur par friction `a sa limite avec l’asth´enosph`ere `a raison de 3,2 `a 16 mW m˜\¥ pour une force motrice de 10–+— et de 5.10–+— N m˜Z–, respectivement. Si ces valeurs sont moyennes sur l’en-semble de la Terre, une contribution de 1,6 `a 8 TW est apport´ee par la friction `a la base des plaques en mouvement. Ce flux de chaleur ne repr´esente pas une source de chaleur nou-velle que l’on pourrait additionner aux sources internes du manteau ; il s’agit en fait d’une redistribution h´et´erog`ene de ces sources. En domaine oc´eanique, cette chaleur repr´esente moins de 10% du flux de chaleur profond ; en domaine continental en revanche, un tel flux de chaleur repr´esente une part tr`es importante du flux r´eduit1 puisqu’il y est de l’ordre de 15 mW m˜\¥ , et ces grandeurs sont comparables.

Le flux de chaleur terrestre rapport´e `a l’unit´e de surface est faible (quelques dizaines de mW m˜\¥ ), son ´evaluation, comme l’interpr´etation du signal thermique, n´ecessite donc des pr´ecautions.