L'énergie de la Terre 9782759821464

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erre

à portée de main

L’

énergie de la

Terre

Patrick De Wever & Hervé Martin

Dans la même collection : La valse des continents, P. De Wever et F. Duranthon, 2015, ISBN : 978-2-7598-1182-3 L’eau de la vie, P. De Wever, 2015, ISBN : 978-2-7598-1189-2. Voyage d’un grain de sable, P. De Wever et F. Duranthon, 2015, ISBN : 978-2-7598-1183-0 Du vert au noir : le charbon, P. De Wever et F. Baudin, 2015, ISBN : 978-2-7598-1791-7 Terre de météorites, P. De Wever et E. Jacquet, 2015, ISBN : 9978-2-7598-1928-7 Quand la vie fabrique les roches, P. De Wever et K. Benzerara, 2016, ISBN : 978-2-7598-1978-2 Le sel, saveur de la Terre, P. De Wever et J.-M. Rouchy, 2016, ISBN : 978-2-7598-2049-8

Collection « La terre à portée de main » dirigée par Patrick de Wever Cette collection, dont les textes sont ponctués d’anecdotes, de petites questions et richement illustrés, est destinée à un très large public. Elle a pour vocation de présenter et de donner des notions très abordables en géologie sur les phénomènes et constituants de notre planète.

Imprimé en France ISBN (papier) : 978-2-7598-2104-4 - ISBN (ebook) : 978-2-7598-2146-4 Tous droits de traduction, d’adaptation et de reproduction par tous procédés, réservés pour tous pays. La loi du 11 mars 1957 n’autorisant, aux termes des alinéas 2 et 3 de l’article 41, d’une part, que les « copies ou reproductions strictement réservées à l’usage privé du copiste et non destinées à une utilisation collective », et d’autre part, que les analyses et les courtes citations dans un but d’exemple et d’illustration, « toute représentation intégrale, ou partielle, faite sans le consentement de l’auteur ou de ses ayants droit ou ayants cause est illicite » (alinéa 1er de l’article 40). Cette représentation ou reproduction, par quelque procédé que ce soit, constituerait donc une contrefaçon sanctionnée par les articles 425 et suivants du code pénal. © EDP Sciences 2017

Remerciements Les auteurs tiennent à remercier toutes celles et tous ceux qui les ont aidé à l’élaboration de cet ouvrage, d’une manière ou d’une autre : Dominique Carpentier, Antonio Carruzo, France Citrini, Brigitte Gonzalez, Philippe Leroux, Jean-Pierre Lorand, Jean-Paul Saint-Martin. Nous avons eu la chance de bénéficier des compétences d’Alexandre Lethiers. Il a toujours exécuté, avec célérité, des dessins élégants, n’hésitant pas à prendre des initiatives heureuses, et à reprendre de multiples fois les hésitations et les essais des auteurs. Ce travail est effectué dans le cadre de l’ASM Patrimoine géologique national du Muséum, de l’UMR 7207 : MNHN – CNRS – UPMC, et du Laboratoire Magmas et Volcans : UCA – CNRS – IRD.

Sommaire Remerciements. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 Introduction. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 1 D’où vient cette énergie ?. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 L’énergie interne

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

L’énergie externe

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

9

Chaleur résiduelle d’accrétion et de la différenciation noyau-manteau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 Chaleur produite par la radioactivité naturelle . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 Chaleur libérée par la cristallisation du noyau . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 Énergie gravitationnelle due aux marées terrestres . . . . . . . . . . . 12 Évolution temporelle de la production d’énergie interne terrestre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 16

Bilan énergétique solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 Énergie absorbée par l’atmosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 Énergie réfléchie par les surfaces : albédo . . . . . . . . . . . . . . . 18 Distribution de l’énergie solaire en fonction de la latitude . . 19 Effet de serre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Redistribution de la chaleur à la surface du globe . . . . . . . . . . . . . 23 Évolution temporelle de l’énergie solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

2 Échanges de chaleur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 Mode de transfert de chaleur

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

26

Conduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 Convection . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 Rayonnement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

Flux de chaleur

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3 Effets de la chaleur interne

30

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

34

 a Terre « molle » est ronde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . L Magnétisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Tectonique des plaques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

34

Lien entre plaques et échanges de chaleur

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Séismes induits . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Volcanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

35 37 39 41

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

49 52

Geysers, sources chaudes, volcans de boue et mofettes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

54

Le volcanisme de point chaud

Atmosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Transformation des sédiments et roches . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

61

Conclusion

66

63

Charbons et pétroles . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63 Métamorphisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63 Minéraux et minerais . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

4 Utilisation par l’Homme Géothermie

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

68

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

68

 éothermie haute température . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69 G Géothermie moyenne température . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

Thermalisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

75 77

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

79

Sources chaudes et source de maladies

Énergie nucléaire

Production d’électricité . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80 Propulsion de véhicules. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81 Armes nucléaires . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82 Datation des roches . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84

Magnétisme

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

85

Navigation (boussole) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85 Prospection minière . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88 Recherche scientifique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88

5 Historique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91 Concepts initiaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Apports expérimentaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

6 Mythes, religion, ­littérature, arts…

. . . . . . .

91 93 97

 es mythes pour conjurer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97 D Des mythes créateurs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100

Bibliographie Glossaire

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

105

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

106

Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110 Les mots avec * renvoient au glossaire.

Système

Série Holocène

Quaternaire

Système

Série Supérieur

2.588

382.7±1.6

Dévonien

5.333

Moyen 393.3±1.2

Inférieur

Miocène

Pridoli Ludlow Wenlock

23.03

Oligocène

Paléogène

Âge (Ma) 358.9±0.4

33.9

Éocène 56.0

Paléocène 66.0

Silurien

Paléozoïque

Cénozoïque

Phanérozoïque

Éon Ère

Pléistocène Pliocène

Néogène

Âge (Ma)

présent 0.0117

Phanérozoïque

Éon Ère

419.2±3.2 423.0±2.3 427.4±0.5 433.4±0.8

Llandovery 443.4±1.5

Supérieur 458.4±0.9

Ordovicien

Moyen

470.0±1.4

Inférieur

Mésozoïque

Supérieur

485.4±1.9

Furongien ~497

100.5

Crétacé

Séries 3

Cambrien

Séries 2

Inférieur

~509 ~521

Terreneuvien ~145.0

541.0±1.0

Supérieur

Éon

Ère

Système

163.5±1.0

Mésozoïque

Jurassique

Néoprotérozoïque

Moyen 174.0±1.0

1000

Inférieur

Protérozoïque

Précambrien

201.3±0.2

Supérieur

Phanérozoïque

Trias Moyen Inférieur Lopingien

~235 247.2 252.2±0.5

1600

Paléoprotérozoïque Néoarchéen

Archéen

259.9±0.4

Mésoprotérozoïque

Mésoarchéen Paléoarchéen

Guadalupien

Paléozoïque

Permien

Éoarchéen

272.3±0.5

Hadéen

Carbonifère

Mississippien

Pennsylvanien

Cisuralien Supérieur Moyen

298.9±0.2 307.0±0.1 315.2±0.2

Inférieur 323.2±0.4 Supérieur Moyen Inférieur

541.0±1.0

330.9±0.2

346.7±0.4

Ma = millions d’annés

358.9±0.4

6

2500 2800 3200 3600 4000 ~4600

Introduction

© Uwe Aranas, CC BY-SA 3.0.

Depuis toujours, les hommes ont tendance à considérer la Terre comme un être vivant. Ainsi, lors de séismes ou d’éruptions volcaniques, on a coutume de dire que la Terre se fâche, et de parler des colères de la Terre. Certaines civilisations d’Extrême-Orient considèrent notre planète comme un dragon ou un poisson-chat dont les mouvements et convulsions seraient à l’origine des tremblements de terre (Fig. 1). En effet, à l’instar des êtres vivants, notre planète n’a cessé d’évoluer depuis sa formation. Une telle évolution n’est possible que si elle possède un moteur alimenté en carburant c’est-à-dire en énergie*. De manière schématique, l’évolution de la Terre est contrôlée par deux sources d’énergie indépen- Figure 1 • Dragon de danse traditionnelle, Chine. dantes et qui ont varié de manière continue depuis la formation du système solaire. L’une est interne, l’autre est externe et vient du Soleil. Afin de prendre conscience de l’existence de la source d’énergie interne terrestre, il suffit, par exemple, de descendre dans une mine pour constater que plus on s’enfonce, plus la température augmente. De même, le volcanisme en est une autre évidence. Les volcans laissent échapper de l’intérieur de la Terre de la lave dont la température excède 1  200  °C. Il semblerait alors que le sous-sol de notre planète soit incandescent comme si toute la partie interne était en feu. Les hommes ont longtemps considéré cet univers infernal comme étant l’habitation de diables qui se manifestent parfois en surface en faisant trembler la Terre ou en rejetant des laves brûlantes, on dit d’ailleurs d’un volcan 7

L’énergie de la Terre

qu’il crache des cendres et de la lave. Les mythologies sont riches de telles évocations. Les interactions entre les sources d’énergie* interne et externe ont déterminé les caractéristiques de notre planète, en ont régi l’évolution et probablement permis l’émergence de la Vie. En termes d’habitabilité d’une planète, les réserves d’énergie interne qu’elle a pu accumuler lors de sa formation (radioactivité, énergie d’accrétion*, effets de marée, chaleur échangée lors de la cristallisation du noyau* métallique, etc.) sont aussi, sinon plus, importantes que l’énergie reçue du Soleil.

8

1

D’où vient cette énergie ?

La dynamique de notre planète est régie par plusieurs types d’énergie*. Les unes sont internes, les autres d’origine externe. Les unes sont reçues, les autres sont émises, de telle sorte qu’il en résulte des flux et des échanges parfois complexes.

L’énergie* interne L’énergie interne terrestre résulte de l’effet conjugué de plusieurs mécanismes : • l’énergie provenant des collisions violentes entre les météorites* (planétésimaux) qui se sont accrétées (agrégées) pour former la jeune Terre et dont l’énergie de déplacement (énergie cinétique) s’est transformée en chaleur, il y a de cela 4,56 milliards d’années ; • la séparation entre les éléments lourds et légers qui a conduit à la séparation (différenciation) d’un noyau* métallique et d’un manteau rocheux, ce qui a conduit à une redistribution des masses ; • la désintégration des éléments radioactifs contenus dans les roches ; •p  our une moindre part, l’énergie liée aux frottements engendrés par les marées terrestres, et dont les effets diminuent au fur et à mesure que la Lune s’éloigne de la Terre ; • le refroidissement progressif du noyau liquide dont la cristallisation libère de la chaleur. De fait, ce mécanisme ne consiste qu’en une restitution différée de la chaleur acquise au moment de l’agglomération initiale des météorites. Aujourd’hui, la Terre libère 44 térawatts1 qui, s’ils demeurent négligeables par rapport aux 174  000 térawatts apportés par le rayonnement solaire, sont néanmoins le moteur de la tectonique des plaques*, du volcanisme et des tremblements de terre. Actuellement, les contributions relatives à l’énergie interne globale sont respectivement de 14 % pour l’énergie résiduelle d’accrétion*, 76 % pour la radioactivité naturelle, 9 % pour la chaleur libérée par la cristallisation du noyau et seulement 1 % pour les marées terrestres. 1. = 44. 1012 watts, ou 44 milliards de kilowatts. 9

L’énergie de la Terre

La chaleur résiduelle d’accrétion* et de la différenciation noyau-manteau Il y a quelques 4,6 milliards d’années, une nébuleuse, constituée de poussières et de gaz, s’est effondrée sur elle-même, et parce qu’elle était en rotation, elle a pris la forme d’un disque au centre duquel s’est formé le Soleil. Autour de ce dernier, le reste des gaz et poussières formait un disque dont les différents constituants en rotation se sont agglomérés au hasard des collisions et ont formé de petits corps appelés planétésimaux qui eux-mêmes, au gré des rencontres, ont donné naissance aux planètes. C’est ce mécanisme que les scientifiques nomment l’accrétion planétaire. Du fait de la grande vitesse de ces objets, les collisions ont été très violentes et l’énergie de déplacement (énergie cinétique) s’est alors transformée en énergie thermique. C’est cette même transformation qui fait que nos mains chauffent lorsque l’on applaudit longtemps. Des calculs théoriques montrent que si toute l’énergie cinétique avait été instantanément transformée en énergie thermique, la température de la planète aurait augmenté de 38 000 °C. Cependant, la totalité de cette énergie n’a pas servi à surchauffer la Terre car une grande partie a été rayonnée et dissipée dans l’espace interplanétaire. Toutefois, une fraction non négligeable de cette énergie a été stockée à l’intérieur de la Terre de telle sorte qu’aujourd’hui encore, elle participe pour environ 14 % au bilan énergétique terrestre interne. Une telle augmentation de température a eu pour résultat de faire fondre la plus grande partie, si ce n’est la totalité de la Terre qui est alors devenue un océan magmatique. Lors de son refroidissement, les minéraux qui se sont formés se sont répartis en fonction de leur densité. Les plus denses, par exemple ceux riches en fer et en nickel, ont coulé et migré vers le fond de l’océan magmatique, c’est-à-dire vers le centre de la Terre, dont ils forment actuellement le noyau (Fig. 2). Les moins denses comme les silicates sont restés sur place et ont donné naissance au manteau. Les calculs géochimiques montrent que cette ségrégation s’est déroulée au cours des 60 premiers millions d’années qui ont suivi l’accrétion, il s’agit donc là d’un phénomène précoce et relativement rapide. La séparation métal/silicate a, elle aussi, libéré une grande quantité d’énergie (dite gravitationnelle) qui, si elle avait été relâchée en un seul épisode, aurait fait augmenter la température globale de la planète de l’ordre de 1 200 °C. Au cours des stades précoces de son histoire, la Terre était, du moins partiellement, une immense boule de magma, raison pour laquelle les géologues ont nommé cette période « Hadéen », du nom du dieu de l’enfer chez les Grecs : Hadès (Ἅιδης). Il faut aussi 10

1. D’où vient cette énergie ?

noter que cette énergie* a été fournie à la Terre au moment de sa formation et que depuis, elle se dissipe progressivement.

fer

a

b Les silicates flottent

c Le métal, dense, s'enfonce

Manteau silicaté (riche en olivine)

Noyau métallique

Figure 2 • Séparation précoce du métal et des silicates. a.  Au moment de sa formation, la Terre peut être considérée comme étant homogène et presque intégralement fondue (océan magmatique). Il n’y a alors ni continent, ni océan, ni croûte, ni manteau*, ni noyau. b.  Lors de leur cristallisation, les minéraux denses (alliages de fer-nickel) ont coulé au fond de l’océan magmatique, alors que les minéraux moins denses (silicates) sont restés dans la partie supérieure de l’océan magmatique. c.  Il en résulte une structure stratifiée avec, au centre, un noyau métallique dense (en gris), constitué de fer et de nickel, enveloppé par un manteau silicaté (en vert), lui-même recouvert d’une fine croûte légère.

Chaleur produite par la radioactivité naturelle Certains éléments chimiques sont naturellement radioactifs et se désintègrent progressivement au cours du temps, en libérant de l’énergie. Actuellement, seulement trois éléments chimiques, l’uranium, le thorium et le potassium participent pour près de 76 % au bilan thermique terrestre. Aujourd’hui, ces radioéléments sont répartis de manière hétérogène dans notre planète, le noyau* n’en contient quasiment pas, le manteau en contient peu alors qu’ils abondent dans la croûte continentale. Toutefois, compte tenu du fait que le volume de la croûte continentale est environ 130 fois inférieur à celui du manteau, c’est ce dernier qui fournit les deux tiers de l’énergie radioactive terrestre. Juste après l’accrétion*, d’autres éléments radioactifs ont apporté leur contribution. Il s’agit des éléments à durée de vie* plus courte et dont la radioactivité est aujourd’hui éteinte. Il est question principalement de l’aluminium (26Al) et du fer (60Fe) qui ont pu contribuer pour respectivement 9 200 et 6 000 °C. Il faut noter, qu’ici encore, lors de sa formation, la Terre a été dotée d’une certaine quantité d’éléments radioactifs, quantité qui depuis diminue progressivement par désintégration radioactive. 11

L’énergie de la Terre

Les éléments les plus lourds ont-ils tous migré dans le noyau de la Terre ? Lors de la différentiation de la Terre, les minéraux les plus denses ont coulé au fond de l’océan magmatique et se sont regroupés au centre pour former le noyau. Cela ne signifie pas que tous les atomes les plus denses s’y trouvent eux aussi concentrés. L’uranium en est une bonne illustration. Dans la nature, l’uranium est l’élément chimique le plus lourd, en conséquence de quoi, il devrait s’être concentré dans le noyau. Or ce n’est pas le cas car, au contraire, il est très abondant dans la croûte continentale, qui, elle, est principalement constituée d’éléments légers tels que le silicium. Il semble donc y avoir là un paradoxe. En fait, ce ne sont pas les éléments chimiques les plus lourds qui, sous l’effet de la gravité, coulent au fond de l’océan magmatique primordial. En effet, ces éléments sont combinés à d’autres éléments pour former des minéraux, et ce sont ces minéraux qui coulent ou flottent dans l’océan de magma. Les minéraux, alliages de fer-nickel, sont très denses (leur densité varie de 7,6 à 8), et les éléments chimiques qui s’associent à eux (le platine et l’or par exemple) sont dits sidérophiles et vont les suivre dans leur migration dans le noyau. D’autres éléments tels que l’uranium sont dits lithophiles, c’est-à-dire qu’ils vont se combiner à des éléments légers comme le silicium et l’oxygène avec lesquels ils formeront des minéraux peu denses tels que les silicates (densité de ~ 3) qui, eux, resteront dans le manteau ou migreront dans la croûte.

Chaleur libérée par la cristallisation du noyau* À l’heure actuelle, l’alliage de fer-nickel du noyau terrestre se trouve sous deux états différents : au cœur, sa partie interne ou « graine* » est solide alors que sa partie externe est encore liquide. Progressivement, cette dernière se refroidit et cristallise, augmentant ainsi le volume de la graine. La chaleur libérée par la cristallisation contribue, elle aussi, quoique de manière modeste (~ 9 %) à la production de chaleur interne.

Énergie* gravitationnelle due aux marées terrestres Les marées océaniques sont connues de tous et peuvent parfois être spectaculaires. Elles sont le résultat de l’attraction gravitationnelle exercée sur l’eau des océans par la Lune et le Soleil. Cette attraction ne s’exerce pas uniquement sur les océans mais sur toute la Terre, y compris sur les roches qui la composent, provoquant, deux fois par jour, des mouvements verticaux d’environ un tiers de mètre. Les forces de ­frottement résultant de ces mouvements provoquent un échauffement des roches 12

1. D’où vient cette énergie ?

qui, aujourd’hui, contribue pour environ 1 % du bilan thermique de la Terre. Des travaux menés sur les cycles de marée dans des roches d’Afrique du Sud, âgées de 3,1 milliards d’années, ont montré que les cycles lunaires étaient alors de 18 à 20 jours (contre 27,32 aujourd’hui). Ceci est dû au fait que depuis sa formation, la vitesse de rotation de la Terre diminue et que la Lune s’éloigne de notre planète à une vitesse d’environ 3,78 centimètres par an, ce qui diminue régulièrement l’amplitude des marées, et aussi, par conséquent, l’énergie thermique qu’elles produisent. L’éloignement progressif de la Lune (actuellement d’environ quatre centimètre par an) a pour effet de ralentir la vitesse de rotation de la Terre. Quand la Lune était plus proche et que la Terre tournait plus vite, les marées étaient plus fréquentes et plus importantes. C’est-à-dire que la différence entre une pleine mer et une basse mer (le marnage) concernait une surface bien plus importante qu’aujourd’hui (jusqu’à plusieurs dizaines de kilomètres à l’intérieur des terres). Les courants de marées étaient alors à la fois plus importants et plus fréquents. Le poids des masses d’eau en mouvement sur le fond des mers engendre, lui aussi, une déformation de la croûte terrestre. Cette déformation intéresse les corps rocheux pour environ deux centimètres de déplacement vertical. La Lune influe sur les marées : celles de l’eau et celles de la Terre Le nom de marée a pour origine le mot latin mare qui signifie la mer. La marée consiste en une variation de la hauteur du niveau des mers (et dans une moindre mesure des continents). La loi de l’attraction universelle, établie par Isaac Newton, montre que deux corps pourvus de masse s’attirent l’un l’autre proportionnellement à leur masse et inversement proportionnellement au carré de leur distance. Ainsi, la Lune et le Soleil (ainsi que les autres planètes mais de manière négligeable) exercent aussi une attraction sur la Terre. Par exemple, la Lune attire davantage les points de la Terre situés face à elle que les points plus éloignés. La déformation qui en résulte est appelée marée terrestre. La Terre prend ainsi la forme d’un ballon de rugby dont une pointe est tournée vers la Lune et l’autre à l’opposé (Fig. 3,4). Ce phénomène était déjà connu des Romains qui avaient remarqué que le débit des sources changeait en fonction des heures de la journée. ›

13

L’énergie de la Terre

Figure 3 • Déformation due à l’attraction lunaire. La forme en ballon de rugby est fonction de la position de la Lune. L’amplitude verticale de la marée terrestre est à nos latitudes comprise entre 20 et 30 cm.

Figure 4 • Forces mises en jeu avec l’attraction lunaire. Les flèches en bleu, correspondent à l’attraction de la Lune (supposée à droite). L’attraction est plus forte en A qu’en B. Les flèches en rouge représentent les forces centrifuges dues au mouvement de rotation de l’astre. Les flèches vertes correspondent à la différence entre les flèches bleues et rouges. La somme est nulle au centre, en O. Elles étirent la sphère dans des sens opposés en A et B, d’où la déformation en ballon de rugby.

Comment doit-on représenter le manteau : en rouge ou en vert ? Quand on voit des matériaux sortir de l’intérieur de la Terre, c’est généralement sous forme de lave, c’est-à-dire d’une roche fondue dont la température est d’au moins 1 200 °C, celle-ci est alors de couleur rouge. Cette couleur a laissé penser que la partie interne de la Terre était rouge. Le manteau terrestre était alors classiquement symbolisé par cette couleur. Depuis quelques années, on préfère représenter ce manteau par la couleur des minéraux qui le constituent, plutôt que par l’aspect, très momentané, de la roche au moment de son effusion en surface (Fig. 5). Comme le manteau est essentiellement constitué d’un joli minéral vert tendre (l’olivine), c’est cette couleur qui lui est dorénavant attribuée. ›

14

1. D’où vient cette énergie ?

Croûte Manteau supérieur Manteau inférieur Noyau externe Noyau interne

Croûte Manteau supérieur Manteau inférieur Noyau externe Noyau interne

Figure 5 • Deux représentations de la Terre vue en coupe, xxe siècle et aujourd’hui. a.  Une représentation du xxe siècle, privilégiant la représentation de la chaleur. On représentait alors le manteau en rouge, mais ce choix conduisait à penser que celui-ci était liquide. b.  Une représentation actuelle. Le choix des couleurs respecte davantage le type de matériau  : vert pour l’olivine (les olives vertes, pas les olives noires fermentées) et gris pour le métal, fer et nickel.

 volution temporelle de la production d’énergie* É interne terrestre De façon un peu schématique, on peut considérer que, lors de sa formation, la Terre a reçu une grande quantité d’énergie (énergie des chocs lors de l’agrégation, éléments radioactifs, etc.), énergie qui, depuis, se dissipe progressivement (diminution du stock d’énergie d’accrétion*, diminution de la quantité d’isotopes* radioactifs en raison de leur désintégration, éloignement de la Lune, etc.). En d’autres termes, la Terre interne se refroidit. En effet, la figure 6 montre qu’il y a plus de quatre milliards d’années, la production de chaleur interne était quatre fois plus importante qu’aujourd’hui et qu’à 2,5 milliards d’années, elle était encore le double. Ceci a eu des conséquences sur l’activité tectonique*, volcanique et sismique de la Terre.

15

L’énergie de la Terre

Production de chaleur terrestre Production de chaleur actuelle

5

Courbe de production de chaleur (toutes sources confondues)

4

3

2

1

Production de chaleur par la radioactivité de longue période

4

3

2

1

Temps en milliards d’années

0 Aujourd’hui

Figure 6 • Chaleur terrestre en fonction du temps. Ce diagramme montre que, depuis la formation de la Terre, sa production de chaleur interne diminue régulièrement en fonction du temps : elle se refroidit progressivement. Il apparaît aussi que l’essentiel de la production de chaleur est fourni par la radioactivité naturelle des isotopes* à longue période.

L’énergie externe La première source d’énergie* de notre planète est extra-terrestre, il s’agit de l’énergie apportée par le rayonnement solaire. Elle est considérable (174 000 térawatts = 174 milliards de kilowatts). Nous avons tous, un jour, ressenti dans notre propre corps, lors de coups de soleil, la puissance énergétique de notre étoile. Le Soleil « brûle » l’hydrogène qui le constitue par réaction de fusion nucléaire. Lorsque cette source d’énergie sera épuisée, il s’éteindra (dans quelques cinq milliards d’années). Toutefois, l’énergie émise par le Soleil nous provient sous forme de rayonnement qui ne traverse que les milieux transparents (l’atmosphère et pro parte l’hydrosphère). En aucune manière, ce rayonnement ne pénètre à l’intérieur des roches, il n’a donc d’effet qu’en surface. Ceci implique que la Terre, à l’instar de la plupart des autres planètes du système solaire, possède une source d’énergie propre qui est, pour l’essentiel, interne et indépendante du Soleil. 16

1. D’où vient cette énergie ?

Notre Soleil est une étoile (plutôt petite) dont la durée totale de vie sera de dix milliards d’années, il est donc actuellement au milieu de sa vie. Depuis sa formation, il monte progressivement en puissance et émet de plus en plus d’énergie sous forme de rayonnement (électromagnétique). Comme nous l’avons vu précédemment, ce type de rayonnement ne peut traverser que les milieux transparents, tels que le vide, l’atmosphère terrestre en filtre une partie et il ne pénètre guère à plus de 100 m dans les océans. Il ne pénètre donc pas les roches et son action se limite à la surface planétaire (Fig. 7). La quantité d’énergie émise par cette source extraterrestre, et reçue par la Terre, augmente régulièrement depuis la naissance du Soleil, ce qui la différencie de l’énergie interne, qui, elle, diminue.

Bilan énergétique solaire © Brigitte Gonzalez.

Pour l’heure, le sommet de l’atmosphère terrestre reçoit du Soleil, un flux de chaleur moyen de 342 W/ m2 alors que seulement 160 W/m2 atteignent la surface des continents et des océans. L’atmos- Figure 7 • Le Soleil éclaire la Terre, la réchauffe, ce qui permet à l’eau d’être à l’état liquide et à phère joue donc un rôle la vie de s’y développer. de filtre. Malgré cela, le flux de chaleur à la surface terrestre est considérable par comparaison avec le flux de chaleur interne (0,07 W/m2, soit plus de 3 300 fois plus important). Cette énergie qui reste cantonnée à la surface planétaire n’a d’effet qu’en surface, en particulier, c’est elle qui contrôle le climat. Énergie absorbée par l’atmosphère

Le rayonnement solaire, ou pour être plus précis, les photons* vont entrer en collision avec les molécules contenues dans l’atmosphère. Tout d’abord, l’ozone de la mésosphère et de la stratosphère va absorber une 17

L’énergie de la Terre

grande partie du rayonnement ultraviolet. À ce niveau, ce sont environ 15 W/m2 qui sont absorbés. Dans la partie basse de l’atmosphère (troposphère), l’eau constitue le facteur absorbant principal, et en particulier l’eau contenue dans les nuages. Environ 65 W/m2 sont absorbés par l’eau de la troposphère. Cette absorption de la lumière visible a pour effet de réchauffer directement l’atmosphère. Énergie réfléchie par les surfaces : albédo*

La quantité d’énergie solaire qui est absorbée par la surface du sol varie en fonction de la nature de celle-ci. En effet, certaines surfaces absorbent l’énergie solaire, et se réchauffent, alors que d’autres en réfléchissent une partie, et se réchauffent donc moins. Le pouvoir réfléchissant d’une surface est aussi nommé l’albédo (voir encadré ci-dessous Qu’est-ce que l’albédo). De l’ordre de 102 W/m2 sont ainsi réfléchis, à la surface des nuages, des continents ou des océans, ils repartent alors vers l’extérieur de notre planète. De plus, la nature, la taille et la disposition de ces différents types de surface sont très hétérogènes. Par exemple, les pôles, du fait de leur couverture de neige et de glace, possèdent un albédo élevé, et réfléchissent beaucoup de l’énergie qu’ils reçoivent. Qu’est-ce que l’albédo ? Le mot albédo qui vient du latin albedo = blancheur, est une propriété qui caractérise le pouvoir réfléchissant d’une surface. Il s’agit du rapport entre l’énergie lumineuse reçue et celle qui est réfléchie. Ce rapport est donc sans unité, sa valeur varie entre 0 (lorsque toute Type de surface Albédo en % l’énergie reçue est absor2-5 bée, et ce, pour toutes les Eau liquide (Soleil au zénith) longueurs d’onde, comme Eau liquide (Soleil au levant 60-80 pour un corps noir) et 1 et au couchant) quand toute l’énergie est ré- Forêt 5-10 fléchie, comme le ferait un Prairie 20-25 miroir parfait. Ces valeurs 25-30 sont parfois exprimées sous Sable Glace, neige 50-100 forme de pourcentage, par exemple un albédo de Nuages Très variable selon 0,30 signifie que 30 % de le type de nuage l’énergie est réfléchie. Les Albédo moyen de la planète 30 éléments qui jouent un rôle Tableau 1 • valeurs de l’albédo de quelques surimportant pour l’albédo de faces terrestres typiques. la Terre sont les nuages, les surfaces de neige et de glace et les aérosols. Par exemple, les pôles ont un albédo élevé alors que les zones tropicales, largement océaniques, ont un albédo faible et absorbent beaucoup de l’énergie solaire. › 18

1. D’où vient cette énergie ?

Un autre paramètre important est l’angle avec lequel arrivent les rayons du Soleil  : lorsqu’ils arrivent à la verticale, l’absorption est maximale, en revanche quand ils sont très obliques (en début ou fin de journée), la réflexion est beaucoup plus importante. L’océan a par exemple un albédo de 2-5 % (il absorbe presque tout) quand le Soleil est au zénith, mais de 60-80 % (il réfléchit la grande majorité) à l’aube ou au crépuscule.

Il résulte de tout ceci que, à partir du flux énergétique de 342 W/m2 qui atteint la haute atmosphère, seulement 160 W/m2 atteignent le sol de notre planète (342 - 15 - 65 - 102 = 160 W/m2).

Distribution de l’énergie solaire en fonction de la latitude

SOLEIL

B

A

Température de l’air en surface (°C)

Le bilan énergétique solaire présenté précédemment n’est qu’un bilan moyen considérant que toutes les parties de la Terre reçoivent la même quantité d’énergie. En fait, si l’énergie solaire arrive uniformément vers la Terre, du fait de la rotondité de celle-ci, la quantité reçue par unité de surface au sol n’est pas la même (Fig. 8). Elle est maximale dans les zones tropicales, où les rayons solaires arrivent presque à la verticale, c’est-à-dire perpendiculairement à la surface du sol.

20 10 0 -10 -20 -30 90S

60S

30S

0 Latitude

30N

60N

90N

Figure 8 • Énergie solaire reçue en fonction de la latitude. a.  Variations d’ensoleillement en fonction de la latitude. Étant donné la grande distance Terre-Soleil, on peut considérer que le rayonnement solaire arrive sous forme de rayons parallèles. Sur le dessin entre chaque rayon noir, il y a la même quantité d’énergie. Il apparaît donc que celle-ci est répartie sur une surface trois fois plus grande en B (pôle) qu’en A (équateur), en d’autres termes, le flux de chaleur reçu à la surface est beaucoup plus fort en A qu’en B. b.  Évolution de la température moyenne de l’air en surface en fonction de la latitude. La dissymétrie de la courbe est due à l’inclinaison de l’axe de rotation.

En revanche, elle est minimale aux pôles, où ces mêmes rayons arrivent de manière tangentielle. Par ailleurs, la Terre tourne autour d’un axe dont l’obliquité est de 23,5° par rapport au plan de son orbite. La direction de l’inclinaison par rapport au Soleil varie donc au cours de 19

L’énergie de la Terre

l­ ’année et par voie de conséquence l’énergie reçue aussi (Fig. 9). Lorsque ­l’hémisphère nord, par exemple, est incliné en direction du Soleil, il reçoit un maximum d’ensoleillement, les jours sont plus longs que les nuits ; il s’échauffe et profite de l’été, c’est alors l’inverse dans l’hémisphère sud. Dans ce système, les pôles sont doublement défavorisés, car non seulement ils sont situés à des latitudes élevées, et reçoivent donc peu de rayonnement solaire par unité de surface, mais en plus de fait de leur couverture de neige et de glace, ils ont un albédo* élevé, et réfléchissent beaucoup du peu d’énergie* qu’ils reçoivent.

ÉTÉ

HIVER

Latitude apparente de Bordeaux 45°- 23,5° = 21,5°

Latitude apparente de Bordeaux 45°+ 23,5° = 68,5°

Soleil

Figure 9 • L’obliquité de l’axe de rotation de la Terre à l’origine des saisons. L’axe de rotation de la Terre fait un angle de 23,5 % avec la perpendiculaire à son plan orbital. Il en résulte que lorsque la Terre décrit son orbite autour du Soleil, la latitude relative d’un point par rapport au plan de l’écliptique varie de sa valeur réelle de plus 23,5° à moins 23,5°. Par exemple, pour une ville comme Bordeaux située à 45° de latitude nord, sa latitude relative par rapport au plan selon lequel nous arrivent les rayons du Soleil varie de 45° + 23,5° = 68,5°. Comme nous l’avons vu sur la figure 8, plus la latitude est élevée, plus l’énergie solaire est dispersée sur une grande surface, il fait donc plus froid, c’est l’hiver (à droite). En revanche, six mois après, au milieu de son cycle autour du Soleil, la latitude apparente de Bordeaux est plus faible (45° - 23,5° = 21,5°). À cette latitude plus basse, la même quantité d’énergie solaire est dispersée sur une plus petite surface, il fait chaud, c’est l’été (à gauche).

Effet de serre Le flux d’énergie de 160 W/m2 qui atteint le sol de notre planète est absorbé par tous les matériaux gazeux, liquides et solides, ce qui produit une augmentation de leur température. Or, tout corps émet un rayonnement dont la longueur d’onde dépend de la température. Dans le cas de la Terre, sa surface réémet des rayons dans le domaine de l’infrarouge (longueurs d’onde (λ) entre 4 µm et 50 µm, essentiellement). Les éléments composant l’atmosphère terrestre – vapeur d’eau (H2O), dioxyde de carbone (CO2), méthane(CH4), ozone (O3)… – sont globalement transparents à la lumière visible (0,4 µm  5 000 °C), alors que sa surface est froide (~ 15 °C). Par ailleurs, à l’échelle des temps géologiques (10 à 100 millions d’années), les roches du manteau sont plastiques et se comportent comme des fluides. Il en résulte qu’à l’instar de la soupe dans une casserole, le manteau terrestre est animé de mouvements de convection*. Sous l’effet de la chaleur, les roches chaudes situées en profondeur sont dilatées et leur densité diminue, elles remontent donc vers la surface. Là, elles se refroidissent, redeviennent plus denses et s’enfoncent de nouveau vers les profondeurs du manteau (Fig. 18). Le problème est néanmoins un peu plus complexe car le manteau n’est pas homogène, il présente des discontinuités de composition et de structure, ce qui influe sur la taille des cellules de convection et aussi sur le trajet des échanges de matière. Plaque

Dorsale Courant ascendant chaud

Flux descendant

Cellule de convection

Cellule de convection

Courant descendant froid Noyau

Figure 18 • Convection dans le manteau terrestre. À l’échelle de temps de plusieurs millions d’années, les roches du manteau ont un comportement analogue à celui des fluides. Ainsi, la différence de température entre la base (~ 3 700 °C) et le sommet (~ 800 °C) du manteau induit-elle de très grands mouvements de convection. Ce sont ceux-ci qui sont à l’origine du déplacement des plaques lithosphériques.

Rayonnement (radiation) La troisième manière de transférer de la chaleur est le rayonnement électromagnétique. Quelle que soit sa température, un corps émet un rayonnement thermique (connu sous le nom de « rayonnement de corps noir »). L’intensité et la longueur d’onde de celui-ci dépend de la température. Ainsi, le rayonnement du Soleil (qui correspond à un corps noir dont la température de surface est de 5 247 °C) est émis dans les longueurs d’onde du visible alors que des corps plus froids, tels que la surface de la Terre émettent dans l’infrarouge. À la différence de la 29

L’énergie de la Terre

c­ onduction et de la convection* qui utilisent la matière, le transfert de chaleur par rayonnement peut aussi s’effectuer dans le vide, raison pour laquelle le rayonnement émis par le Soleil arrive sur Terre. Ce principe est celui utilisé en chauffage domestique par les radiateurs dits « radiants », c’est aussi lui qui fait que l’on ressent de la chaleur, les soirs d’été, en passant le long des murs qui ont été exposés au Soleil dans la journée. Toutefois, ce rayonnement ne peut traverser que les milieux transparents ; il en résulte que les échanges de chaleur entre la planète et l’espace se font presque uniquement par rayonnement, alors que, les roches étant opaques, ce mécanisme ne contribue en rien aux transferts à l’intérieur de la Terre.

Flux de chaleur

© Steiner Egon/CC-BY-SA 3.0.

Aujourd’hui, la chaleur interne de la Terre s’échappe progressivement dans l’espace. La densité moyenne de flux de chaleur interne est de 70 mW/m2. Comme nous l’avons vu dans le premier chapitre, depuis sa formation, la Terre se refroidit, en conséquence, le flux de chaleur interne était d’autant plus fort que l’on remonte dans le temps.

Figure 19 • Mineurs de fond. Les mineurs de fond travaillent peu vêtus, à cause de la température élevée qui règne dans la profondeur de la mine (la température augmente d’environ 1 °C tous les 30 m).

30

2. Échanges de chaleur

Les travaux miniers attestent que plus on s’enfonce dans le sous-sol, plus la température augmente (Fig. 19). Cette augmentation est appelée gradient géothermique. Selon le lieu, elle varie entre 10 et 30 °C par kilomètre, mais, à certains endroits, elle peut atteindre jusqu’à 100 °C/ km. À l’échelle du globe, les deux tiers de la chaleur interne est libérée au niveau des océans et seulement un tiers au niveau des continents. Les zones où le flux géothermique est le plus élevé correspondent aux dorsales océaniques*, ces chaînes de volcans qui sillonnent le milieu des océans, et où les plaques tectoniques s’écartent les unes des autres. Les zones où la vitesse d’écartement est la plus élevée sont celles où la densité de flux de chaleur est maximale, c’est par exemple le cas des dorsales de l’océan pacifique en général (Fig. 20). En revanche, les domaines continentaux sont ceux où le flux de chaleur est le plus faible, à l’exception des chaînes de montagnes récentes et des zones en extension où la croûte est amincie. C’est par exemple le cas du grand rift est-africain, et de la plaine d’Alsace (Fig. 21).

Figure 20 • Carte de la densité de flux de chaleur mondial. Les zones bleues correspondent aux faibles densités de flux, et les zones rouges aux flux les plus importants. Le maximum de chaleur est libéré le long des dorsales océaniques, en particulier le long des dorsales qui s’ouvrent rapidement comme dans le Sud-Est Pacifique, où la densité moyenne de flux de chaleur avoisine les 500 mW/m².

31

L’énergie de la Terre

51°N

200 km

49°

47°

45°

43° 4°W

2°

0°

2°E

4°

6°

Flux de chaleur (mW/m ) 2

60

70

80

90

100

110

120

130

Figure 21 • Flux géothermique en France métropolitaine (en mW/m²). Les zones bleues ont les flux de chaleur les plus faibles et les zones rouges les plus élevées. La zone allant du Nord du Massif central à la plaine d’Alsace est la plus chaude. La partie nord de l’Alsace en particulier dépasse les 130 mW/m². Ce n’est pas un hasard si la centrale géothermique expérimentale de Soultz-Sous-Forêts y a été implantée.

Pour l’ensemble de la Terre, la puissance thermique (quantité de chaleur qui traverse la surface par unité de temps) est en moyenne de 44 TW (1 TW = térawatt = 1012 watts), 5 % sous forme de manifestations spectaculaires (volcans et séismes) et 95 % de manière plus discrète (le flux géothermique). La puissance moyenne dégagée par l’ensemble des volcans actuellement actifs sur Terre est de l’ordre de 1 TW soit l’équivalent de 1 000 tranches de centrales nucléaires. On considère que l’énergie* libérée lors de l’activité sismique (énergie mécanique, thermique et potentielle gravitationnelle) est, elle aussi, d’environ 1 TW. À titre de comparaison, aujourd’hui, l’ensemble de l’activité humaine produit et consomme 18 TW, c’est-à-dire environ un tiers de la production de chaleur interne de la planète. En revanche, l’énergie solaire qui arrive sur Terre correspond à une puissance de 174 000 TW soit 32

2. Échanges de chaleur

environ 4 000 fois plus que l’énergie interne et 10 000 fois plus que ce qui est utilisé par l’activité humaine. Actuellement, la Terre interne se refroidit de 50 à 100 °C par milliard d’années. Son intérieur se serait donc refroidi d’environ 25 à 50 °C depuis l’explosion de la vie sur Terre (le monde des trilobites), d’environ 3 à 6 °C depuis la fin du monde des ammonites et des grands reptiles (Fig. 22).

60

600

Refroidissement de la Terre interne en °C 50

500

40

30

20

10

400

300

200

100

Temps en millions d’années

0

0 Aujourd’hui

Figure 22 • Refroidissement de la Terre au cours du temps. Le diagramme illustre de combien de degrés Celsius s’est refroidie la Terre interne (échelle du haut) en moyenne depuis un temps indiqué dans l’échelle du bas. Elle s’est refroidie d’environ 50 °C depuis l’époque des trilobites (~ 540 Ma) et d’environ 6 °C depuis la disparition des ammonites.

En réalité, l’évolution temporelle du bilan thermique terrestre est un peu plus complexe. Dans le premier chapitre, nous avons vu que depuis quatre milliards d’années, la quantité de chaleur interne terrestre avait été divisée par 4 : la Terre interne se refroidit. En revanche, dans le même temps, l’énergie apportée par le Soleil avait augmenté de 30 %. Ces flux d’énergie ont des répercussions sur le climat, et sur l’ensemble des échanges entre l’océan, le sol et l’atmosphère.

33

3

Effets de la chaleur interne

Les mouvements de convection* actifs aussi bien dans le noyau externe que dans le manteau sont de loin le moyen le plus efficace permettant de transférer rapidement la chaleur interne vers la surface de la planète ; c’est ainsi que celle-ci se refroidit. Le mouvement des plaques, la formation des chaînes de montagnes, les séismes, le volcanisme, etc. sont autant de manifestations tangibles des déplacements de matière liés à la convection, et par là même une conséquence du refroidissement de la Terre.

La Terre « molle » est ronde

Image de la sonde NEAR-Shoemaker. © NASA.

Contrairement aux planètes, les « petits » objets célestes, tels que les astéroïdes ou les planétésimaux, n’ont pas de belles formes sphériques mais plutôt celles de patates biscornues, toutes différentes les unes des autres (Fig. 23). La question qui découle de cette constatation est de savoir le pourquoi de cette différence  ? En fait, la cause est double : la chaleur et la gravité. Les astéroïdes ont une petite taille et n’ont plus de chaleur interne, ainsi, ils sont refroidis depuis longtemps (~  4,5  milliards ­d’années), de telle sorte que les matériaux qui les composent sont rigides. D’autre part, du fait de leur faible masse, les forces Figure 23 • Astéroïde Éros. de gravitation qu’ils exercent Éros est un astéroïde de petite taille ne sont pas suffisantes pour (33×13×13 km). Refroidis très vite, les matériaux qui le constituent sont devenus rigides permettre un fluage des et sa faible gravité (0,0059 m/s2) ne lui a pas roches. permis d’adopter une forme de sphère. 34

3. Effets de la chaleur interne

En revanche, les objets dont la taille excède 1 000 km de diamètre ont accumulé suffisamment d’énergie (gravitationnelle, cinétique et radioactive, voir chapitre 1) pour que leur partie interne soit très chaude. La Terre, par exemple, a un diamètre d’environ 13 000 km, et son noyau interne atteint des températures supérieures à 5 000 °C. La chaleur ainsi accumulée à l’intérieur de la Terre fait que les matériaux sont devenus suffisamment plastiques pour pouvoir se déformer et fluer facilement. D’un autre côté, la force de gravité agit de telle sorte que toutes les parties de la planète soient le plus près possible de son centre. La forme d’équilibre qui satisfait à ces conditions est celle d’une sphère. La répartition de masse à symétrie sphérique optimise ainsi la cohésion de la planète, et garantit sa stabilité.

Magnétisme Le noyau* terrestre est constitué à plus de 90 % d’un alliage de fer et de nickel. Il comporte une partie interne solide appelée « graine » et dont le rayon est de 1 223 km. Celle-ci est entourée d’un noyau liquide, de même composition et épais de 2 264 km. La Terre se refroidissant, le noyau externe se refroidit lui aussi et cristallise ; en d’autres termes, la taille de la graine augmente progressivement aux dépens du noyau externe. Le fait que le noyau interne soit plus chaud (> 5 000 °C) que la partie supérieure du noyau externe (~  3  700  °C) induit des mouvements de convection* dans le liquide, ces derniers engendrent des courants électriques qui eux-mêmes donnent naissance à un champ magnétique  : on parle de géodynamo. Cette dernière s’auto-entretient, le champ magnétique donnant lui-même naissance à des courants électriques induits et ainsi de suite. Le champ magnétique ainsi formé possède un pôle nord et un pôle sud (il est dit dipolaire), il assure un couplage fort entre la Terre interne et les enveloppes externes. En effet, le champ magnétique dévie les particules ionisées provenant du Soleil (vent solaire, Fig. 24) et cela est très important, tout d’abord parce que la haute énergie de ces particules aurait balayé et fait disparaître l’atmosphère en favorisant l’échappement des molécules de gaz dans l’espace interplanétaire. Ensuite, l’action de ces mêmes particules est mortelle pour les organismes vivants, en effet lorsqu’elles traversent des tissus vivants, elles brisent les chaînes d’ADN induisant des maladies graves. En d’autres termes, leur effet à la surface de la Terre n’aurait pas permis la formation et le développement de la Vie. 35

L’énergie de la Terre

c

Magnétogaine

ho

SOLEIL

Vent solaire

e

d On

c de

Cornet polaire

ue

nétiq

ag eur m

t

Equa

Magnétopause

Queue magnétosphérique

Cornet polaire

100 000 Km Figure 24 • Le bouclier magnétique terrestre. Le champ magnétique terrestre engendre des lignes de force, un peu identiques à celles que forme de la limaille de fer sous l’action d’un aimant. Il joue aussi le rôle de bouclier protecteur en déviant les particules ionisées provenant du Soleil (vent solaire) qui eussent balayé l’atmosphère primitive et dont les effets sur les êtres vivants seraient mortels.

Mars illustre l’utilité du champ magnétique L’histoire de la planète Mars permet d’illustrer le rôle protecteur joué par le champ magnétique. En effet, Mars possède une masse qui n’est que le dixième de celle de la Terre, son noyau était plus petit, et, à l’instar de la Terre, la convection* qui s’y est établie a non seulement permis la formation d’un champ magnétique, enregistré par les terrains martiens plus anciens que quatre milliards d’années, mais elle a aussi refroidi le noyau, conduisant à sa cristallisation progressive. Cette cristallisation était totalement achevée il y a environ quatre milliards d’années, la convection y est alors devenue impossible et, en conséquence, le champ magnétique a lui aussi disparu au même moment. Dès lors, le vent solaire a pu atteindre la surface martienne et, sous son effet, non seulement l’atmosphère, mais aussi l’eau liquide ont disparu de la surface de la planète rouge. Cet exemple met bien en évidence le rôle de bouclier protecteur joué par le champ magnétique planétaire. Il en résulte aussi, que si un jour Mars a été « habitable », cela a très vraisemblablement été au tout début de son histoire, avant quatre milliards d’années, avant l’arrêt de la dynamo.

Au niveau de l’équateur, les particules ionisées du vent solaire arrivent perpendiculairement aux lignes de champ magnétique, elles sont alors repoussées et ne peuvent pas atteindre la surface de la ­planète. 36

3. Effets de la chaleur interne

© Nina Matthews CC BY 2.0.

Cependant, lors d’éruptions solaires, au niveau des pôles, certaines particules ionisées peuvent êtres déviées, captées et canalisées parallèlement aux lignes de champ magnétique, dans ce que l’on nomme les cornets polaires. Elles peuvent alors pénétrer dans la haute atmosphère (entre 1 000 et 100 km d’altitude), dont elles ionisent les atomes de gaz. Ceux-ci émettent alors une lumière dont la couleur dépend de la nature du gaz ionisé, formant ce que l’on connaît sous le nom d’aurore boréale au pôle Nord (Fig. 25) ou d’aurore australe dans l’hémisphère sud.

Figure 25 • Aurore polaire. Aurore boréale déployant un rideau rouge et vert au-dessus du village de Wiseman, Alaska. Les aurores polaires les plus spectaculaires sont celles en draperie, dues à la circulation d’électrons le long des lignes de force du champ magnétique. Selon les gaz ionisés, la couleur est différente. Les mouvements observés dans ces aurores montrent les variations qui affectent sans cesse le champ magnétique.

Tectonique des plaques* Dans la Terre, la distinction entre noyau, manteau et croûte repose sur des différences de compositions minéralogique et chimique. Lorsque l’on s’intéresse, non pas à la composition, mais au comportement de la matière, il est possible de distinguer deux ensembles : la lithosphère* (de λίθος = roche et σφαίρα = sphère) et l’asthénosphère* (de ἀσθενής = sans résistance et σφαίρα = sphère) (Fig. 26). La lithosphère* est constituée de 37

L’énergie de la Terre

Croûte continentale rigide

ASTHENOSPHERE

Manteau lithosphèrique rigide

Manteau asthénosphèrique ductile

MANTEAU

LITHOSPHERE

Croûte océanique rigide

CROÛTE

la croûte (océanique et continentale) et de la partie rigide du manteau. Son épaisseur va de 100 km sous les océans jusqu’à 200 km au maximum sous les continents. En raison de son caractère rigide, la lithosphère n’est pas affectée par la convection thermique. La chaleur y est uniquement transférée par conduction. Pour l’asthénosphère*, partie du manteau plus profonde et plus chaude, les roches y ont un comportement plastique. À sa base, l’asthénosphère a une température de l’ordre de 3 700 °C alors qu’à son sommet, au contact avec la lithosphère, elle n’est que de 800 °C. Il en résulte que la convection thermique y est active. Comme la convection consiste en un transport de la chaleur par déplacement de matière, les roches du manteau sont animées de mouvements qui agissent un peu comme de grands rouleaux. Les morceaux rigides de lithosphère, qui flottent, sont entraînés et se déplacent au rythme des mouvements de convection, un peu comme un bateau rigide se laisse porter par le courant.

Figure 26 • Organisation de la partie externe de la Terre. Les subdivisions sont effectuées, soit en fonction de la composition (à droite, croûte/ manteau), soit en fonction du comportement physique (appelé rhéologique) (à gauche, asthénosphère/lithosphère).

Si la lithosphère se déplace quasi passivement, horizontalement, sous l’action de la convection de l’asthénosphère, elle joue aussi un rôle très important dans les transferts de chaleur. Par exemple, au niveau des rides médio-océaniques, des magmas, dont la température est de l’ordre de 1 250 °C, se mettent en place et forment la croûte océanique. Petit à petit, celle-ci s’éloigne de la ride qui lui a donné naissance, et se refroidit 38

3. Effets de la chaleur interne

progressivement. Plus sa température diminue et plus sa densité augmente, jusqu’au moment où celle-ci sera supérieure à celle de l’asthénosphère sous-jacente. Alors la lithosphère océanique froide s’enfoncera dans l’asthénosphère contribuant à son refroidissement (Fig. 27). Le lieu où la lithosphère s’enfonce dans l’asthénosphère se nomme une zone de subduction*. À l’inverse, la lithosphère continentale possède une densité beaucoup plus faible que celle de l’asthénosphère, elle ne peut donc pas s’y enfoncer. Lorsque le mouvement des plaques amène deux blocs continentaux à se rapprocher (Fig. 30), aucun de ceux-ci ne s’enfoncera dans le manteau, ils entreront en collision et se chevaucheront pour former des chaînes de montagnes. Ride médio-océanique

Faille transformante

Zone de subduction

niveau de la mer

Continent

Continent niveau de la mer

CC ML

Océan

CO

CO

CC ML

MA

ML MA

CC : croûte continentale ; CO : croûte océanique ; ML : manteau lithosphérique : MA : manteau asthénosphérique.

Figure 27 • Coupe illustrant le fonctionnement de la tectonique des plaques. Les flèches noires indiquent les mouvements liés à la convection.

Lien entre plaques et échanges de chaleur Actuellement, la Terre comporte sept plaques majeures, qui, à elles seules, couvrent 95 % de la surface du globe : plaques nord-américaine, sud-américaine, eurasienne, africaine, australienne, pacifique et antarctique. À côté de ces sept plaques majeures existent 46 autres plaques bien plus petites (Nazca, Juan de Fuca, Cocos…), pour un total de 53 plaques. Aujourd’hui, la taille caractéristique des plaques est de l’ordre de quelques milliers de kilomètres. Ce ne fut pas toujours le cas car la Terre se refroidit progressivement et la figure 6 montre qu’il y a quatre milliards d’années, la production de chaleur interne était quatre fois plus importante que la production actuelle et qu’il y a 2,5 milliards d’années, elle était encore le double. Cette chaleur a été évacuée sinon, 39

L’énergie de la Terre

son accumulation aurait provoqué la fusion généralisée de la partie externe de la Terre. Or après 4,4 milliards d’années, on ne retrouve aucune trace d’une telle fusion générale dans les enregistrements géologiques. La conduction étant largement inefficace pour évacuer cette chaleur interne, c’est, comme de nos jours, la convection qui a assuré cette fonction par l’intermédiaire des rides médio-océaniques (situées au-dessus des branches ascendantes des cellules de convection) via le magmatisme* et l’hydrothermalisme*. La quantité de chaleur évacuée est en relation avec la longueur de la ride océanique2, en d’autres termes, dans le passé, celles-ci devaient être plus longues et délimitaient donc des plaques bien plus petites qu’aujourd’hui (Fig. 28).

AUJOURD'HUI

ARCHEEN

Figure 28 • Des plaques de tailles différentes selon les époques. Taille des plaques actuelles (à gauche) et celle supposée des plaques archéennes (à droite). À l’Archéen (il y a plus de 2,5 milliards d’années), la plus grande production de chaleur interne était évacuée par une longueur de rides plus importante, résultant en une mosaïque de plaques beaucoup plus petites que celles de la Terre actuelle.

Il est aussi probable qu’alors les plaques se déplaçaient plus vite. Ces suppositions sont confortées par l’existence d’un analogue actuel, le Bassin Nord-Fidjien, dans l’océan Pacifique entre la Nouvelle-Calédonie et les îles Fidji (Fig. 29). En effet, à cet endroit, le flux de chaleur terrestre est environ quatre fois plus élevé qu’ailleurs (sur de grandes surfaces), et dans ce bassin, la chaleur est évacuée sous forme de très nombreuses 2. La quantité de chaleur évacuée est fonction de la racine cubique de la longueur de la ride.

40

3. Effets de la chaleur interne

petites rides actives délimitant de petites plaques : la longueur de ride (ramenée à la surface du bassin) y est 20 fois supérieure à celle mesurée dans le reste de l’océan Pacifique. Il semble donc bien que la longueur des rides et donc la taille des plaques soit corrélée au flux de chaleur. Comme ce dernier a décru au cours du temps la taille des plaques est passée de quelques centaines de kilomètres à l’Archéen (il y a plus de 2,5 milliards d’années) à des plaques de quelques milliers de kilomètres aujourd’hui. 170° E

Li

né

10 ° S

am

en

td

PLAQUE PACIFIQUE

180° E

uV ita

z

se d

Fos

15 ° S

es N

Bassin Nord

Fidji

s

ride

Héb

20 ° S

Ride de Lau

elles

ouv

Vanuatu

200 Km

Fidjien

PLAQUE AUSTRALIENNE

Nouvelle Calédonie

Figure 29 • Carte géologique simplifiée du Bassin Nord-Fidjien. Dans cette région du monde existe une corrélation entre le flux géothermique, très élevé, et la longueur de rides médio-océaniques actives (en rouge) également importante. Il en résulte l’individualisation de microplaques, dont la taille est sans doute analogue à celles qui recouvraient la Terre archéenne.

Séismes induits Les échanges de chaleur dans la Terre induisent des mouvements de matière. En profondeur, dans l’asthénosphère*, les déplacements sont généralement visqueux et les roches se déforment lentement. En revanche, la lithosphère* et donc aussi les plaques lithosphériques sont 41

L’énergie de la Terre

rigides et ont un comportement cassant. Elle se comporte comme une ardoise, ou une règle en plastique que l’on essaye de plier : elle se courbe légèrement puis casse. Il en est de même dans les roches où les forces de déplacement des plaques s’exercent de façon continue, les roches se déforment de manière élastique, sans se rompre, puis passé un certain seuil (seuil de rupture), une rupture brutale se produit : elle relâche en quelques secondes les contraintes accumulées pendant plusieurs années ou plusieurs siècles. L’énergie libérée par la rupture se transmet sous forme de vibrations : ce sont les séismes. Sur Terre, il se produit de 500 000 à 1 000 000 de séismes par an. Toutefois, ceux-ci n’affectent pas uniformément la surface du globe, au contraire et logiquement, ils sont massivement concentrés dans les zones situées à la limite entre des plaques rigides, là où celles-ci se déplacent les unes par rapport aux autres. Les mouvements relatifs entre les grandes plaques sont principalement de trois types : 1. là où les plaques se rapprochent (zone de convergence), dans les zones de subduction, les roches sont amenées à être compressées, et les frottements sont très importants entre la lithosphère qui s’enfonce et celle qui reste en surface. Cette dernière peut alors se déformer intensément donnant naissance à des chaînes de subduction telles que l’on en connaît tout autour du Pacifique (Andes, Alaska, Japon…) (Fig. 30-33). Les frottements sont encore exacerbés lorsque le rapprochement des plaques conduit deux blocs continentaux à entrer en collision et à se chevaucher. Les plaques s’affrontent alors et forment une gigantesque chaîne de collision (Alpes, Himalaya). Tous ces déplacements sont accompagnés de nombreux et puissants séismes, souvent dévastateurs ; 2. là où les plaques coulissent latéralement les unes contre les autres, on parle de décrochement ou de « faille transformante », ici aussi, les mouvements se font par de brutales ruptures. Le mouvement étant régulier, plus les séismes sont fréquents, moins ils sont violents. On connaît ce type de faille en Californie (faille de San Andreas) ainsi qu’au nord de la Turquie (faille nord-anatolienne qui passe à Istanbul) (Fig. 32, 33) ; 3. là où les plaques s’écartent (zones de divergence), sous l’effet d’une remontée du manteau (asthénosphérique). Lorsque cela se produit sous une croûte continentale, celle-ci s’étire et s’amincit. Un système de failles délimite des blocs qui s’effondrent en donnant naissance à une vallée appelée « rift » (rift est-africain, mer Rouge, vallée de Þingvellir en Islande…) (Fig. 34-37). Le fonctionnement de 42

3. Effets de la chaleur interne

ces failles est à l’origine de la sismicité. Quand la remontée asthénosphérique a lieu sous une croûte océanique, celle-ci se bombe. Si la vitesse d’écartement des plaques est lente, comme dans l’Atlantique, il se forme un rift bordé de failles verticales induisant une sismicité profonde. Lorsque la vitesse d’écartement est rapide, comme dans le Pacifique, il n’y a pas de rift et les séismes sont peu profonds ( 350 km

Profondeur 70 - 350 km

Profondeur < 70 km

Profondeur en kilomètres

0 100 200 300 400 500 600 700 800

600

400

200

0

Distance à la fosse en kilomètres

-200

Figure 37 • Profondeur des séismes dans une zone de subduction*. Dans une zone de subduction (ici les Kouriles où la plaque Pacifique plonge sous l’Asie), la profondeur des séismes est étroitement corrélée à la profondeur de la lithosphère* subduite. En surface, les épicentres montrent une distribution géographique marquée par les zones rouge, verte et bleue. Le code couleur utilisé est le même que dans la figure précédente.

Peut-on prévoir quand va se déclencher un séisme ? Certains séismes sont dévastateurs, et de nombreux chercheurs essaient de trouver des méthodes fiables permettant de prédire le lieu et le moment de leur déclenchement, afin de sauver des vies et de limiter les dégâts matériels. Mais, à ce jour, la date précise du déclanchement d’un séisme est impossible à déterminer. Dans certaines zones du globe, il existe des preuves de déplacement de plaques dont on arrive à évaluer la vitesse moyenne. Malheureusement, le mouvement ne se fait pas de façon régulière. Des tensions s’accumulent comme un ressort qui se tend et qui se relâche épisodiquement. Le mouvement global est régulier mais ne se manifeste que par soubresauts, un peu à l’image d’un parpaing que l’on tracte sur le sol avec un ressort : la tension peut être très régulière, le parpaing ne se déplacera que par sursauts. Tantôt par de petits sauts, tantôt par de grands sauts (Fig. 38). ›

48

3. Effets de la chaleur interne

Figure 38 • Dispositif illustrant l’imprévisibilité des séismes pour un même mouvement. Les déplacements se font soit par un petit saut suivi d’un grand (en haut), soit par une succession de petits déplacements (en bas).

Volcanisme Le volcanisme a toujours été considéré comme un exutoire privilégié pour la chaleur interne de la Terre. En effet, les matériaux très chauds émis par les volcans se refroidissent en échangeant de la chaleur avec l’océan ou l’atmosphère. Dans la majorité des cas, à l’instar des séismes, les magmas (et les volcans) se forment dans les zones situées à la limite entre des plaques (Fig. 39). Toutefois, quelques autres sont liés à des anomalies thermiques ponctuelles et profondes qui prennent naissance à la base du manteau, à la limite entre le noyau et le manteau. Il s’agit de points chauds. Dans les rides médio-océaniques, situées au-dessus des branches ascendantes des cellules de convection, le manteau asthénosphérique profond remonte près de la surface. La température de fusion des roches du manteau diminue quand la pression baisse lors de leur remontée, les roches du manteau profond atteignent les conditions de fusion par simple décompression sans variation de leur température. De plus, de manière générale, l’eau contenue dans les magmas sous forme de vapeur, leur confère un caractère explosif lorsque ceux-ci arrivent en surface, à la pression atmosphérique (effet de la bouteille de Champagne). Comme les roches du manteau profond ne contiennent pas d’eau, le volcanisme des rides médio-océaniques est calme, non explosif. Les laves qui s’y for-

49

L’énergie de la Terre

PLAQUE NORD-

PLAQUE EURASIENNE

AMÉRICAINE

PLAQUE AFRICAINE PLAQUE PACIFIQUE

PLAQUE SUDAMÉRICAINE

PLAQUE DE NAZCA

PLAQUE

PLAQUE INDIENNE

ANTARCTIQUE

© NOAA, WHOI.

Figure 39 • Localisation des principaux volcans actifs. Les principaux volcans sont situés le long des limites de plaques, que celles-ci soient divergentes (rides médio-océaniques = trait vert) ou convergentes (zones de subduction = points rouges). Cette association est particulièrement nette dans les zones de subduction autour du Pacifique où elle forme la « ceinture de feu ». Seuls, les quelques volcans de points chaud (points violets) peuvent se trouver au milieu d’une plaque.

Figure 40 • Laves en coussins* (pillow lavas) épanchées au fond de l’océan le long de la ride des Galápagos. Lors des éruptions sous-marines, les laves adoptent une forme en coussin ou en traversin. Leur forme est typique d’effusion dans l’eau. Les laves en coussin forment typiquement la partie supérieure de la croûte océanique. 50

3. Effets de la chaleur interne

© P. De Wever.

ment sont très fluides et s’épanchent facilement soit sous forme de laves en coussin* si le volcan est sous-marin (Fig. 40), soit sous forme de longues coulées pouvant aller loin de leur point d ­ ’émission dans le cas où l’édifice volcanique est aérien, comme par exemple en Islande (Fig. 41).

Figure 41 • Lave cordée le long d’une fissure océanique en Islande. De petits bourrelets se sont formés à la surface d’une coulée de lave fluide, perpendiculairement à son sens d’écoulement. L’appellation de lave cordée vient du fait que les rides qui affectent la surface de la coulée ressemblent à un cordage lové.

Dans les zones de subduction liées aux branches descendantes des cellules de convection, c’est le contraire du cas précédent, la lithosphère océanique froide s’enfonce. Or, cette dernière est restée très longtemps au fond de l’océan (en moyenne 60 millions d’années) de telle sorte qu’elle peut contenir jusqu’à 7 % d’eau sous forme de minéraux hydratés. Il n’y a pas ici de remontée de manteau profond. Lorsque la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau, elle perd son eau et ne peut pas fondre (la présence d’eau dans une roche en abaisse la température de fusion). L’eau libérée par la déshydratation de la lithosphère qui s’enfonce remonte et percole au travers du manteau sus-jacent qui, lui, est chaud, et va donc fondre. Les magmas ainsi engendrés par l’action de l’eau sur le manteau seront eux-mêmes très riches en eau et donc potentiellement explosifs (Fig. 42, 43), les produits émis sont alors très fragmentés et pulvérulents.

51

L’énergie de la Terre

Figure 42 • Formation de magmas dans les zones de subduction*. La production de magma dans une zone de subduction est contrôlée par la présence ou l’absence d’eau. En effet, l’eau abaisse la température de fusion des roches de plusieurs centaines de degrés. La croûte océanique qui s’enfonce dans le manteau se réchauffe et ce faisant se déshydrate (flèches blanches). Ayant perdu son eau, sa fusion n’est pas possible dans les conditions de la subduction. En revanche, l’eau ainsi libérée (pointillés noirs) remonte dans les roches du manteau situées au-dessus et traverse la zone où les conditions de température et de pression sont suffisantes pour permettre la fusion du manteau hydraté (vert franc). En conséquence, à l’aplomb de la zone de déshydratation de la croûte océanique, ce manteau fond et donne naissance au magmatisme (rouge).

Le volcanisme de point chaud* Parfois aussi, sous l’effet d’anomalies thermiques qui prennent naissance à la base du manteau, des panaches* de roches mantelliques chaudes remontent vers la surface. À l’instar de ce qui se passe dans les rides médio-océaniques, la pression diminuant, ces roches fondent. En raison de la température très élevée de ces roches, les laves engendrées sont aussi très chaudes (~ 1400 °C) et s’écoulent en surface sous forme de laves très fluides qui s’étalent sur de très grandes surfaces (Fig. 44, 45). Un bel exemple est celui du volcanisme qui se manifeste à Hawaï ou dans l’île de La Réunion. 52

© F. Lavigne.

3. Effets de la chaleur interne

© NOAA domaine public.

Figure 43 • Nuée ardente du Merapi (Indonésie). Le 22 novembre 1994, le volcan Merapi est entré en éruption et un de ses flancs a explosé émettant alors une nuée ardente. Celle-ci est constituée de blocs, de poussières et de gaz brûlants qui se déplacent à grande vitesse (parfois jusqu’à 300 km/h).

Figure 44 • Photo satellite de l’île d’Hawaï. Il s’agit d’une photo composite élaborée à partir d’images satellite. Elle permet de voir les longues coulées noires de lave émises par le volcan Mona Loa et qui s’étalent jusqu’à 62 km au nord-ouest du sommet du volcan (au centre de la photo). 53

L’énergie de la Terre

© Tim Orr/USGS.

Le Mauna Loa est l’un des plus grands volcans3 terrestres car à ses 4 200 m d’altitude au-dessus du niveau de la mer s’ajoutent les 5 000 m situés entre la surface et le plancher océanique. Les 9 200 m de cet édifice reposent sur une base d’environ 100 km de diamètre, de telle sorte que la pente moyenne des flancs est très faible (de 1 à 10°).

Figure 45 • Fontaine de lave le long d’une fissure du Kamoamoa (Hawaï). Cette éruption qui a eu lieu en 2011, s’est faite par l’ouverture d’une fissure qui a permis l’épanchement du magma. Dans les volcans de point chaud*, les éruptions ne sont pas explosives mais consistent en un écoulement tranquille de lave fluide.

 eysers, sources chaudes, volcans de G boue et mofettes Les volcans et les magmas émis sont les plus spectaculaires manifestations du transfert et de la dissipation en surface de l’énergie interne terrestre. Toutefois, une partie non négligeable de cette énergie est aussi dissipée par l’activité hydrothermale, qui est le plus souvent ­subordonnée 3. Jusque 2013, le Mauna Loa était considéré comme le plus grand volcan terrestre. Depuis, un volcan encore plus grand a été identifié. Il s’agit du Tamu  : volcan sousmarin éteint, situé dans le nord-ouest Pacifique à 1 500 km au nord-est du Japon. Sa base couvre une surface de 450 km × 650 km, pour une hauteur de 3 500 m. Cependant, le Mauna Loa reste donc le plus grand volcan terrestre actif. 54

3. Effets de la chaleur interne

Re

ch

arg

e

au volcanisme. Le principe de l’hydrothermalisme est simple (Fig. 46), les eaux de surface s’infiltrent dans la croûte, en utilisant des réseaux de failles. Au fur et à mesure qu’elles s’enfoncent, elles se rapprochent de la chambre magmatique et leur température augmente. Comme l’eau chaude a une densité plus faible que celle de Fumeurs noirs ou blancs l’eau froide, à partir d’une certaine profondeur, sa densité sera telle qu’elle remontera vers la surface, donnant Décharge naissance à des sources chaudes chargées de Zone de réaction matière minérale dissoute. Dans les rides médio­-océaniques, les CHAMBRE réseaux de failles perMAGMATIQUE mettent à l’eau froide de l’océan de s’enfoncer et circuler à travers les roches de la croûte Figure 46 • Hydrothermalisme océanique. océanique (Fig. 46). Au niveau des rides médio-océaniques, l’eau froide Au cours de sa péné- du fond des océans s’infiltre dans la croûte océanique par l’intermédiaire des systèmes de failles. Elle se tration en profondeur, réchauffe alors et se charge en éléments chimiques elle se réchauffe et de- dissous. La remontée de cette eau chaude minéralivient très réactive. Les sée donne naissance aux fumeurs noirs ou blancs. minéraux du manteau Les flèches rouges représentent le trajet de l’eau dans (olivine et pyroxènes) la croûte océanique. initialement anhydres, réagissent avec l’eau chaude qui percole et incorporent cette eau à leur réseau cristallin pour donner des minéraux hydratés (amphiboles, serpentines, talc…). Toutefois, certains éléments chimiques, souvent des métaux, contenus dans les minéraux anhydres restent en solution dans l’eau chaude, avec laquelle ils remontent vers la surface. Lorsque l’eau chaude arrive au fond des océans dont l’eau est froide (~ 4 °C), les sels et métaux dissous précipitent et donnent naissance à des « fumeurs noirs » (Fig. 47) lorsque l’eau hydrothermale est très chaude (> 350 °C), et à des « fumeurs blancs » lorsque sa température est plus modérée (150 à 250 °C). 55

L’énergie de la Terre

© NOAA domaine public.

Figure 47 • Fumeur noirs du fond de l’océan. Cette double bouche, baptisée «  les frères  », émet des fluides très chauds qui déposent de nombreux minéraux. Par ailleurs, ces cheminées des fumeurs sous-marins grouillent de bactéries (jusque 100 millions de cellules par gramme de roche) (Arc de Kermadec, océan Pacifique).

Il est intéressant de noter que des formes de vie variées se sont installées au fond des océans sur ou à proximité immédiate des fumeurs (Fig. 48). Or à ces profondeurs de plusieurs milliers de mètres, aucune lumière ne parvient de la surface. Les formes de vie rencontrées là ne dépendent donc pas de l’énergie solaire, mais tirent leur énergie des éléments chimiques apportés par les sources hydrothermales. Alors qu’aujourd’hui, l’essentiel du monde vivant est directement ou indirectement dépendant de l’énergie solaire, il existe, au fond des océans, des oasis où se développent des formes de vie qui ont adopté un autre schéma métabolique et dont l’existence dépend intégralement de l’énergie interne de la Terre4. 4. Ce point est d’autant plus remarquable que dans les rides médio-océaniques se

trouvent des molécules organiques, briques du vivant. Celles dont on fait grand cas quand on les identifie dans les météorites clamant alors que la vie peut venir de l­ ’espace… mais elle pourrait tout aussi bien venir des profondeurs de l’océan. 56

© K. von Damm, UNH.

3. Effets de la chaleur interne

Figure 48 • Oasis de vie sous-marine. Colonie de bivalves (Calyptogena) en bas, et de vers (Riftia) qui s’élancent verticalement (la partie blanche minéralisée forme une gaine et la partie rouge est la partie organique). Ces organismes vivants se développent et se reproduisent près de la sortie des fluides hydrothermaux ; ils représentent la partie la plus visible de toute une chaîne alimentaire qui commence avec des êtres unicellulaires et dont les crabes sont les derniers maillons (East Pacific Rise).

Sur les continents, l’eau qui pénètre dans le sous-sol peut s’accumuler dans un réservoir souterrain. Lorsque celui-ci est important mais que son conduit d’évacuation est réduit, la pression monte jusqu’à un seuil, à partir duquel l’eau est vaporisée et éjectée brutalement accompagnée d’eau liquide : c’est un geyser (du nom du plus célèbre d’entre eux, à Geysir en Islande5, Fig. 49).

5. Parfois, pour satisfaire le public, un liquide mouillant (ex. un détergent tensioactif = liquide vaisselle) est versé dans le conduit du geyser, la mousse qui se forme alors dans la chambre induit son jaillissement (ex. geyser de Way-o-Tapu, zone de Taupo en ­Nouvelle-Zélande). 57

© P. De Wever.

© P. De Wever.

L’énergie de la Terre

Figure 49 • Le geyser de Geysir (Islande). Le jaillissement d’eau (à gauche) est suivi d’un grand dégagement de vapeur (à droite). Cette activité hydrothermale représente un des moyens utilisés par notre planète pour évacuer une partie de son énergie interne.

De manière plus anecdotique, lorsque les eaux hydrothermales qui remontent traversent des sédiments argileux, l’ensemble prend alors la consistance d’une boue. Si en plus la boue est riche en matière organique (hydrocarbure liquide ou gazeux), alors son arrivée en surface est précipitée, et peut être brutale, voire explosive (voir encadré Volcan dangereux). Selon l’environnement, la boue peut soit s’épancher sous la forme de véritables volcans qui suintent de boue (Fig. 50) ou bien former de vastes champs d’allure marécageuse. Ces zones riches en sels minéraux et en produits chimiques divers ont longtemps été utilisées comme bains thérapeutiques. D’autres exhalaisons* existent, dont les fumerolles, situées le plus souvent à proximité immédiate d’appareils volcaniques et les mofettes*. Ces dernières, souvent pestilentielles (d’où leur nom issu de mephitis = nauséabond), rejettent de l’eau et des gaz, dont certains sont toxiques. Le nom de salse a longtemps été donné à de tels édifices rejetant de l’eau salée (salse venant du latin salsus = salé). De nombreuses mofettes sont utilisées dans des spas* à des fins thérapeutiques. La température d’une mofette varie entre une vingtaine et une centaine de degrés celsius. Tous ces exemples montrent que, dans la nature, l’eau peut souvent être utilisée comme vecteur afin de transférer la chaleur interne vers la surface de la planète.

58

© J.-P. Saint-Martin.

3. Effets de la chaleur interne

Figure 50 • Volcan de boue (Berca, Carpathes, Roumanie). Les sorties d’eau boueuses sont accompagnées d’émanations de gaz (méthane…) qui s’échappent de niveaux pétrolifères situés quelques 3 000 m plus en profondeur. Les traces de pas (en bas à gauche) donnent l’échelle. L’eau qui coule du volcan semble bleue car elle reflète la couleur du ciel.

Des eaux riches en minéraux ? On voit souvent mentionné des « eaux thermales riches en minéraux », bien entendu il s’agit d’un abus de langage car les minéraux sont des solides. S’il s’agissait réellement de minéraux, lors des cures thermales, les corps de patients soumis aux jets d’eau sous pression (Fig. 51) seraient vite décapés car c’est la technique utilisée pour nettoyer les monuments ! L’expression appropriée serait une « eau riche en sels minéraux », c’està-dire que les composés chimiques sont présents, mais sous forme dissoute, alors ils ne gratouillent pas quand on boit l’eau, pas plus qu’ils ne sont abrasifs quand l’eau est projetée au jet.

© D.R.

Figure 51 • Cure thermale : soin par projection d’eau.

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L’énergie de la Terre

Les volcans de boue sont-ils dangereux ? L’activité des volcans de boue est souvent calme et tranquille, mais elle peut occasionnellement être perturbée par une explosion. Ainsi par exemple, près de Caltanisetta (au sud de la Sicile) dans le quartier de Santa Barbara (Sainte Barbe, patronne des mineurs), des travaux devaient être effectués dans un stade afin de permettre à davantage d’enfants de profiter de cet espace. Quand les travaux ont commencé, l’entrepreneur s’est rapidement inquiété de la surface qu’il devait aplanir : il avait déjà enlevé plus de 20 gros camions de terre, bien plus que ce qu’il avait préalablement estimé, et malgré cela, la surface n’était toujours pas plane. En fait, au fur et à mesure qu’il enlevait de la terre, le sol remontait (la diminution de poids était compensée par une remontée, comme un glaçon dans un verre). Les travaux ont donc dû être interrompus. En 2008, la vision que la population avait de cet endroit a drastiquement changé suite à une grande explosion annonciatrice d’une éruption de boue qui a duré 45 minutes : des jets de boue montaient jusqu’à 45 m de haut. Les maisons, situées d’un côté du volcan, ont été détruites, les routes et les murs décalés. Celles du côté de Sainte Barbe, de l’autre côté du volcan, ont été épargnées, ce qui a été interprété comme un effet protecteur de la sainte patronne.

© P. De Wever.

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© P. De Wever.

Figure 52 • Le volcan de boue de Caltanisetta (Sicile). a.  Le volcan de boue tel qu’il est aujourd’hui. De l’eau suinte au sommet, son évaporation fait précipiter des sels (traces blanche). Au fond, le village de Saint Barbe. b.  Détail des dégâts lors de l’explosion de 2008, du côté opposé au village de Sainte Barbe, un muret et la route ont été décalés, comme après un séisme (la clôture en bois et grillage a été reconstruite).

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3. Effets de la chaleur interne

Atmosphère

© H. Martin.

Les transferts de matière liés aux échanges de chaleur sont manifestes avec le volcanisme et la tectonique des plaques. Par exemple, un volcan apporte en surface de grands volumes de roches très chaudes, mais ce n’est pas tout, il libère aussi de très grandes quantités de gaz. On estime que de l’ordre de 60 millions de tonnes de CO2 (dioxyde de carbone) (Fig. 53) et quatre millions de tonnes de SO2 (dioxyde de soufre) sont libérés dans l’atmosphère, et ce uniquement par les volcans aériens. Ces gaz se retrouvent donc dans l’atmosphère dont ils modifient la composition. En outre, l’énergie reçue du Soleil anime cette atmosphère de mouvements complexes (voir chapitre 1) qui in fine agissent sur le climat. Comme le fonctionnement de la planète a changé depuis sa formation, le climat a, lui aussi, été modifié et affecté par ces changements.

Figure 53 • Fumerolles volcaniques à Taiwan. Les fumerolles sont généralement riches en CO2, en eau et en composés soufrés. Le soufre peut alors précipiter au niveau des évents.

Il y a plus de quatre milliards d’années (période de l’Hadéen), il n’y avait pas d’oxygène dans l’atmosphère terrestre dont la composition était dominée par le CO2 dont la teneur était alors beaucoup plus importante qu’aujourd’hui6. Théoriquement, il devait en résulter un considérable effet de serre, et donc des températures très élevées. Toutefois, il 6. La pression de CO2 était alors de 40 à 210 atmosphères (4 à 21 mégapascals) selon les modèles pour seulement 0,0004 atmosphère (40,5 pascals) aujourd’hui. 61

L’énergie de la Terre

faut apporter quelques nuances à ce scénario. Dans le chapitre 1, nous avons vu qu’au moment de sa formation, le Soleil était plus froid et que la luminosité solaire était de l’ordre de 30 % inférieure à ce qu’elle est aujourd’hui. Si, à cette époque, la composition de l’atmosphère terrestre avait été la même qu’actuellement, la surface de notre planète aurait été intégralement gelée. La présence, à cette époque-là, d’une atmosphère très riche en CO2 a, grâce à un important effet de serre, permis d’éviter une glaciation généralisée et a entretenu des températures plus clémentes à la surface de notre planète. D’un autre côté, si la Terre avait conservé cette atmosphère de CO2, la situation devrait y être comparable à celle de Vénus aujourd’hui. En effet, à la surface de cette planète, la pression atmosphérique est de 9,3.106 pascals, soit plus de 90 fois la pression atmosphérique terrestre. Comme sur Vénus, l’atmosphère est constituée à ~ 96,5 % de CO2, l’effet de serre y est très important et induit des températures de surface allant de 440 à 490 °C ! Les volcans rejettent du CO2 dans l'atmosphère

La pluie entraîne le CO2 de l'air sous forme d'acide carbonique (H2CO3) Les rivières emportent les cations et les ions bicarbonate (HCO3-) vers l'océan

L'acide carbonique réagit avec les roches silicatées

Océan

2 (HCO3-) + Ca++ CaCO3 + CO2 + H2O CaCO3 précipite et forme les sédiments carbonatés

Croûte océanique

Croûte continentale La subduction enfouit les carbonates dans le manteau source du volcanisme

Manteau

Figure 54 • Séquestration naturelle du CO2. Le CO2 est extrait de l’atmosphère par les pluies sous forme d’acide carbonique. Ce dernier participe à l’altération des roches silicatées et les rivières emportent les ions HCO3- vers l’océan où ils sont piégés sous forme de roches carbonatées. Ces dernières pourront alors être entraînées dans le manteau avec la croûte océanique dans les zones de subduction.

Sans la tectonique des plaques, la Terre aurait conservé une telle atmosphère riche en CO2. En effet, la tectonique des plaques a conduit à la formation de continents dont la partie émergée a pu immédiatement 62

3. Effets de la chaleur interne

être altérée par l’acide carbonique (H2CO3) provenant de l’interaction du CO2 avec l’eau de pluie. Les ions bicarbonates (HCO3-) réagissent avec les cations (Ca++, Mg++, etc.) en solution dans l’océan pour former des minéraux solides tels que la calcite (CaCO3), dont l’accumulation forme les roches calcaires (Fig. 54). Le bilan de ces réactions est que le CO2 a été extrait de l’atmosphère puis stocké dans les roches sous forme de carbonates. C’est encore grâce à la tectonique des plaques, que, par l’intermédiaire du plongement des plaques dans les zones de subduction*, les carbonates seront enfouis dans le manteau, les soustrayant ainsi de l’atmosphère pour une longue période de temps. C’est ce mécanisme de séquestration qui a fait diminuer la pression partielle de CO2 atmosphérique, réduisant progressivement l’effet de serre jusqu’aux valeurs que nous lui connaissons aujourd’hui.

Transformation des sédiments et roches Charbons et pétroles Les sédiments qui s’empilent dans les bassins se trouvent parfois portés à des profondeurs de plusieurs centaines, voire milliers de mètres. Avec la profondeur, la température augmente, ce qui induit des transformations du sédiment. Par exemple, la matière organique des plantes perd son eau, puis ses composés volatils. Ce qui reste est ainsi de plus en plus riche en carbone. On passe d’un composé végétal à une tourbe puis à du lignite et enfin à du charbon. D’autres matières organiques issues d’organismes planctoniques (algues…) s’accumulent également et sont aussi transformées pour finir par donner des hydrocarbures (pétrole) et du gaz (méthane).

Métamorphisme Sous l’effet de la tectonique des plaques, en particulier dans les zones de convergence comme les zones de subduction ou de collision, des roches situées à la surface de la Terre peuvent être entraînées jusqu’à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur voire même, dans les zones de subduction, jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres. En profondeur, la température et la pression augmentent, de telle sorte que les minéraux qui étaient stables dans les conditions de surface, ne le sont plus en profondeur. Ces minéraux vont donc se transformer en d’autres espèces minérales, souvent plus compactes, et surtout stables dans les nouvelles conditions de pression et de température (Fig. 55-57). Ces 63

L’énergie de la Terre

© H. Martin.

changements, qui en fait ne correspondent qu’à un rééquilibrage, sont ce que les géologues appellent le métamorphisme (de μετα = après-changement et de μορφη = forme).

Figure 55 • Une roche métamorphique : l’éclogite. Cette roche est constituée d’un pyroxène de couleur verte et de grenat rouge. Elle provient du métamorphisme d’un basalte* océanique dans une zone de subduction. Le basalte, à l’origine, contenait des feldspaths, des pyroxènes et de l’olivine. Entraînés en profondeur (plus de 50 km), ces minéraux se sont transformés et ont formé un assemblage de grenat et de pyroxène qui, lui, est en équilibre avec les nouvelles conditions de pression et de température. Photo d’une section polie, la largeur fait environ 8 cm.

© Rob Lavinsky – CC-BY-SA-3.0

De ce métamorphisme résulte tout un ensemble de minéraux spécifiques, dont certains sont bien connus car ils sont utilisés comme pierres précieuses. On citera par exemple l’émeraude et l’aigue-marine (deux variétés de béryl), le rubis et le saphir (deux variétés du corindon), le jade, en fait des minéraux de deux familles différentes (amphiboles et pyroxènes), le grenat… Figure 56 • Cristal de rubis, (variété de corindon [Al2O3]). Le rubis est un minéral qui résulte du métamorphisme à haute pression de roches de la croûte continentale riches en aluminium. Cet échantillon provient de la province de Luc Yen au Vietnam.

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© Google Earth.

3. Effets de la chaleur interne

Figure 57 • La tête de la carrière de talc de Luzenac (Ariège). Un drôle de visage semble effrayé par la tache qu’il fait dans le paysage (la partie en haut à droite évoque vraiment des yeux qui semblent bien éplorés). En fait, il s’agit d’une vue satellite de la carrière de talc de Luzenac comme en attestent les routes d’accès. Il s’agit de la plus grande carrière de talc du monde. Elle résulte de la circulation de fluides à la jonction entre deux types de roches, des gneiss (roche métamorphique) et des calcaires riches en magnésium.

Minéraux et minerais* Les échanges d’énergie à l’intérieur de l’écorce terrestre conduisent aussi à la circulation de fluides, que cela soit, comme nous l’avons vu, au niveau des rides médio-océaniques ou à l’intérieur de la croûte continentale. En remontant vers la surface, ces fluides se refroidissent et les éléments chimiques qu’ils ont dissous au cours de leur trajet dans les roches de la croûte, précipitent et cristallisent sous forme de minéraux. Leur concentration peut parfois donner naissance à de véritables gisements économiquement exploitables. Parmi ces minerais h ­ ydrothermaux, 65

L’énergie de la Terre

Conclusion

© James St. John CC.BY.2.0.

on peut citer la barytine, la fluorine, les sulfures, mais aussi le talc et en concentration plus faible l’or (Fig.  58), l’arsenic, l’uranium7, etc.

Les échanges de chaleur observés à l’intérieur de la Terre vont tous dans le sens de l’évacuation de la chaleur interne vers la Figure 58 • Minéraux hydrothermaux : or et quartz. surface de la planète, Quartz (blanc laiteux) déposé dans une fracture par et ce, quel qu’en soit la circulation d’eau hydrothermale, ici, de l’or (jaune) le vecteur (séismes, s’est déposé en même temps que le quartz (Red Mounmagmatisme, hydro- tain Mining District, Ouray County, Colorado, USA). thermalisme, etc.). Il en résulte donc un lent et inexorable refroidissement de la Terre corrélé à un ralentissement de son activité interne. Depuis quatre milliards d’années, les roches ont enregistré cette évolution. Avant 2,5 milliards d’années, par exemple, la Terre était capable ­d’engendrer des magmas de composition très particulière qui portent le nom de « komatiite ». Ceux-ci s’épanchaient à des températures comprises entre 1 600 et 1 700 °C, alors que les laves actuellement émises à la surface de notre planète sont des basaltes* dont la température d’éruption, bien plus basse, varie de 1 250 à 1 400 °C. Après 2,5 milliards d’années, la Terre est devenue trop froide et par conséquent, incapable d’engendrer des laves de très haute température : les komatiites constituent les témoins les plus spectaculaires du refroidissement de notre planète. Aujourd’hui, c’est principalement l’énergie reçue du Soleil qui permet à la Vie de se maintenir et de se développer sur Terre. Toutefois, comme nous l’avons vu, certaines formes de vie, rencontrées en 7. La mine de Salsigne, au nord de Carcassonne, fut longtemps la plus grande mine d’or d’Europe. Elle est fermée depuis 2004. 66

3. Effets de la chaleur interne

­ articulier dans les abysses, au niveau des sources hydrothermales, ne p dépendent absolument pas du Soleil mais seulement des nutriments apportés par ces sources. Et rien n’empêche de rêver et d’imaginer qu’il n’en a pas toujours été ainsi, en particulier au début de l’histoire de la Terre, lorsque le Soleil était « froid ». Alors l’environnement le plus adapté au vivant a très bien pu être dépendant de l’énergie interne, via les systèmes hydrothermaux. Par ailleurs, c’est la dynamique interne de la planète qui a totalement contrôlé et modifié la composition de l’océan et de l’atmosphère. C’est aussi grâce à elle que, contrairement à nos voisines, Vénus et Mars, la Terre a pu être habitable et héberge la vie.

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Utilisation par l’Homme

Aujourd’hui, le flux de chaleur interne terrestre est de 44 TW et les besoins nécessaires à l’activité humaine sont de 18 TW. Il en résulte que les hommes cherchent à récupérer pour leur usage, une partie de cette énergie interne qu’ils considèrent comme renouvelable, et celle-ci l’est effectivement à l’échelle de temps de l’histoire de l’humanité.

Géothermie Les ressources géothermiques (de γη = gé, Terre et θερμος = thermos, chaud) sont virtuellement accessibles partout dans le monde. En outre, le flux géothermique terrestre serait, à lui seul, suffisant pour répondre aux besoins énergétiques de l’ensemble de l’humanité actuelle… pour peu qu’on puisse l’utiliser à 100 % par un procédé qui reste à inventer, à tester et à industrialiser… Les ressources géothermiques sont exploitées depuis très longtemps, par exemple en France, à Chaudes-Aigues dans le département du Cantal, à la source du Par, l’eau sort de terre à une température de 82 °C, ce qui en fait l’une des sources hydrothermales les plus chaudes d’Europe (Fig. 59). Dès l’antiquité, les Romains l’utilisaient pour des cures hydrothermales, mais ce n’est qu’à partir du Moyen Âge (1332) qu’a été mis au point un système de chauffage central. Il s’agissait d’un réseau de tuyaux, faits de troncs de sapin évidés qui distribuaient l’eau chaude dans des réservoirs situés dans le rez-de-chaussée d’environ 300 maisons du village, qui se trouvaient ainsi chauffées. Ce système fonctionne encore aujourd’hui, mais avec une tuyauterie en PVC et non plus en tronc de sapin ! Le principe de la géothermie consiste à se servir de la chaleur interne terrestre pour chauffer un fluide, en général de l’eau. Ce fluide est alors utilisé, soit pour transmettre sa chaleur (chauffer des bains, de l’air), soit pour faire fonctionner la turbine d’un générateur électrique. Le fluide est ensuite réinjecté en profondeur vers la source de chaleur. Un certain nombre d’éléments importants doivent être pris en compte afin d’identifier les gisements économiquement exploitables.

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4. Utilisation par l’Homme

Parmi ceux-ci, on relève notamment : 1. le gradient géothermique, lui-même déterminé par le flux géothermique, la conductivité des terrains ; 2. la perméabilité des terrains considérés, perméabilité de constitution (sables) ou de fracture (tectonique ou provoquée) ; 3. la qualité du fluide géothermique (l’un des problèmes les plus fréquents est la corrosivité de ces fluides).

© H. Martin.

Figure 59 • Source du Par, à Chaudes-Aigues, dans le Cantal. Au sortir du sol, l’eau est à une température de 82 °C. Depuis le Moyen Âge, cette eau est utilisée pour chauffer le rez-dechaussée des maisons.

Plusieurs types de géothermie existent, selon la température de l’eau, mais le principe général est le même : soit on utilise l’eau chaude naturelle directement à sa sortie du sous-sol, comme à Chaudes-Aigues ; soit on injecte et fait circuler de l’eau dans les profondeurs de la terre afin qu’elle s’y réchauffe, puis, lors de sa remontée, on en récupère la chaleur. Ce procédé est connu et exploité depuis des millénaires. Les ressources les plus intéressantes sont situées dans des réservoirs de moyenne à haute température.

Géothermie haute température Dans certaines parties du monde, le gradient géothermique est particulièrement élevé, ce sont en particulier des régions volcaniques telles l’Islande ou la Guadeloupe. L’eau s’y trouve à une température supérieure ou égale à 150 °C. Elle ne bout pas forcément car pour une profondeur de plus de 15 mètres, la température de vaporisation de l’eau est supérieure à 151 °C. Lorsque cette eau remonte en surface, en revanche, la pression diminue, alors elle se transforme en vapeur qui est utilisée pour alimenter des turbines et produire de l’électricité (Fig. 60).

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© P. De Wever.

L’énergie de la Terre

Figure 60 • Site d’exploitation de la géothermie en Islande. La centrale de Nesjavellir est, de par son importance, la deuxième centrale géothermique d’Islande, elle produit 120 MW d’électricité, et 300 MW d’énergie thermique. Au premier plan de la photo, on voit de la vapeur d’eau s’échapper directement du sol.

En 2016, sur l’ensemble de la Terre, la géothermie haute température a produit environ 9 000 MW, soit l’équivalent de neuf centrales nucléaires. En France, cette technologie fournit 15 MW, et ce, surtout à Bouillante (la bien nommée) en Guadeloupe. À côté de cette énergie utilisée pour produire de l’électricité8, l’énergie géothermique peut être utilisée pour le chauffage direct d’habitations ou de serres (Fig. 61). Par exemple, aujourd’hui en Islande, 87 % du chauffage des habitations et des serres est assuré par la géothermie ; ce qui explique aussi qu’un pays situé si près du cercle polaire soit aussi exportateur de bananes, et même le premier producteur européen !

8. Rappelons que l’électricité n’est pas une source d’énergie, mais seulement un vecteur d’énergie. En effet, l’électricité des véhicules dits «  propres  » parce qu’ils sont électriques, ne sont propres que là où on les utilise, car cette énergie est générée ailleurs par des centrales électriques, géothermiques, nucléaires ou à charbon. 70

© P. De Wever.

4. Utilisation par l’Homme

Figure 61 • Serres en Islande. Dans la région de Flúðir (Islande), de la vapeur d’eau sort du sol à une température de plus de 150 °C (vers la gauche de la photo). Elle est utilisée directement pour chauffer des serres ainsi que pour les alimenter en électricité (droite de la photo). La température de l’eau de la rivière, visible au premier plan, est de près de 40 °C ; la végétation naturelle profite aussi de ces conditions thermiques clémentes.

Géothermie moyenne température Dans certaines régions, en particulier dans des bassins sédimentaires comme le Bassin parisien, les roches sont disposées sous la forme d’un important empilement de couches. Lequel empilement, au cœur du Bassin parisien, peut atteindre une épaisseur de 3 000 mètres. À cette profondeur, avec un gradient géothermique de l’ordre de 33 °C/km, la température atteint au maximum 100 °C, et elle est de 50 °C à 1 500 mètres de profondeur. Là où la roche est poreuse ou fracturée, l’eau peut circuler facilement. Le principe est donc simple (Fig. 62), il consiste à pomper l’eau des aquifères profonds dont la température varie entre 50 et 100 °C et, via un échangeur thermique ou une pompe à chaleur, à l’utiliser dans des systèmes de chauffage collectif. L’eau est ensuite réinjectée dans le sous-sol. L’usage d’un échangeur de chaleur est le plus souvent rendu nécessaire par le fait que l’eau profonde est riche en sels minéraux dissous, elle est alors trop agressive pour la tuyauterie qui, de plus, se bouche rapidement en raison du dépôt des sels minéraux. À titre d’exemple, à Châteauroux dans la région Centre-Val de Loire, les grès du Trias forment un réservoir d’eau chaude qui permet de c­ hauffer 1 310 logements sociaux. Toutefois, dans le Bassin parisien, 71

L’énergie de la Terre

le réservoir le plus important est celui du Dogger (Jurassique). Cette nappe d’eau (l’aquifère*) couvre une superficie de 15 000 km2 et sa température va de 56 à 85 °C (Fig. 63). Elle assure le fonctionnement de 34 installations géothermiques qui fournissent du chauffage à près de 500 000 habitants de la région parisienne.

Échangeur thermique ou pompe à chaleur

Puits de pompage

Puits de réinjection

≈ 2000 m

Roches perméables profondes avec une température élevée et contenant une nappe phréatique d’eau chaude Figure 62 • Principe du chauffage moyenne température. L’eau de l’aquifère profond se trouve à une température comprise entre 50 et 100 °C, elle est pompée (flèches rouges) et, grâce à un échangeur thermique ou une pompe à chaleur, elle est utilisée dans un système de chauffage domestique. L’eau est ensuite réinjectée dans le sous-sol (flèches bleues).

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4. Utilisation par l’Homme

Lille

Amiens Reims

Metz

Paris

Nancy

Strasbourg

Le Mans Orléans Mulhouse

Tours

Clermont-Ferrand Lyon Bordeaux

Nîmes

Toulouse

Marseille

Massifs anciens Chaînes récentes Massifs volcaniques récents ou actuels Réservoirs continus Ressource prouvée ou probable

Ajaccio

Champ géothermique reconnu

Ressource possible

Site géothermique en cours d’étude

Réservoir discontinu Ressource aléatoire

Source thermale à plus de 50°C

Figure 63 • Ressources géothermiques en France. Cette carte qui reporte les ressources géothermiques est à comparer avec la carte de flux géothermique (Fig. 22). Il apparaît alors que les ressources géothermiques ne dépendent pas du seul flux de chaleur. D’autre paramètres, comme la nature de l’aquifère, la porosité des roches, etc. jouent aussi un rôle important. En d’autres termes, un flux de chaleur élevé ne signifie pas nécessairement que la ressource géothermique soit techniquement ou économiquement exploitable (d’après ADEME/BRGM).

Et la géothermie de très basse température ? Dans nos régions, la température du sous-sol peu profond, est stable aux environs de 13 °C, comme on peut le constater dans les caves ou les grottes. En fait, à 10 m de profondeur, la contribution de la chaleur interne terrestre n’est que de 0,3 °C, ce qui est négligeable. Il en résulte qu’à moins de 10 m de profondeur, la chaleur est essentiellement due au Soleil qui chauffe l’atmosphère et le sol. C’est dans les dix premiers mètres de ce dernier que cette chaleur est stockée, les variations saisonnières de température n’étant sensibles qu’entre 4,5 et 10 m au maximum.  › 73

L’énergie de la Terre

La géothermie de très basse température consiste à utiliser un réseau capteur, dans lequel la température de l’eau s’équilibre avec celle du sol. Ensuite, via un système de pompe à chaleur, cette eau est transférée dans une habitation qu’elle sert à réchauffer (Fig. 64). Toutefois, à ces faibles profondeurs, la température du sol dépend plus de l’énergie solaire que de la chaleur interne, en conséquence ce type de chauffage est plus climatique que géothermique. On le dit géothermique parce que le système est enterré et que la chaleur « solaire » est stockée dans le sol. Figure 64 • Géothermie très basse température. a.  Le schéma montre qu’une pompe à chaleur (boîte blanche) fait l’intermédiaire entre le système implanté dans le sol (en gris-bleu) et celui utilisé pour chauffer l’habitation (en rouge). b.  Installation du réseau capteur dans le sol pour une installation géothermique très basse température.

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© D.R.

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Suffisante l’énergie géothermique ?9 Actuellement, le flux énergétique nécessaire à l’activité humaine est de 18 TW. Selon le modèle de développement actuel de notre société, ce besoin énergétique double tous les 30 ans. Si cette augmentation devait se poursuivre au même rythme qu’aujourd’hui, la totalité de l’énergie interne produite par notre planète ne serait plus suffisante à partir des années 2050-2060. › 9. Cet encadré est inspiré de Pierre Thomas, ENS-Lyon. 74

4. Utilisation par l’Homme

Une autre échelle de présentation, peut-être plus explicite, consiste à prendre l’exemple d’un stade que l’on voudrait éclairer avec l’énergie issue du seul flux de chaleur qui sort de sa surface. Pour un stade (Stade de France) dont les 11 000 m² de surface engazonnée sont traversés par une densité de flux thermique moyenne de 80  mW/m², et en considérant un rendement de 100 %, la puissance géothermique recueillie ne serait que de 880 W. Cela correspond à une ampoule de 220 W à chaque coin du stade, alors qu’en réalité, l’éclairage du stade nécessite 1 MW, soit une surface de 1 100 stades...

Thermalisme*

© H. Martin.

Les eaux qui remontent, naturellement ou non, des profondeurs de la Terre y ont été réchauffées et se sont généralement chargées en sels minéraux dont certains possèdent des propriétés curatives (Fig. 65, 66). La plupart du temps elles sont tièdes (