Université Sidi Mohamed Ben Abdellah

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Université Sidi Mohamed Ben Abdellah
Faculté des Sciences Dhar El Mahraz- Fès
B.P. 1796 Fès – Atlas (Maroc)
Département des Sciences de la Terre et de l’Univers
Module de Géodynamique interne
SVI - STU S2
Année universitaire 2016/2017
Pr. Azzeddine BENNOUNA

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I. CHALEUR INTERNE DE LA TERRE
La Terre a un rayon moyen de 6370km. La couche superficielle de la Terre à la fois froide et rigide (la
lithosphère) a une épaisseur moyenne variant de 70 à 150 km (2 % du rayon terrestre). Toute la partie de la
Terre en dessous de la lithosphère (98% du rayon) a une température supérieure à 1300°C, atteignant une T
de plus de 5000°C au centre de la Terre.
La Terre est donc une gigantesque machine thermique, qui en refroidissant depuis sa formation, il y a 4,5
milliards d’années, libère des quantités considérables de chaleur. Les effets et les manifestations de cette
libération d’énergie calorifique sont extrêmement variés: les éruptions volcaniques, les geysers et les
séismes, sont les plus spectaculaires.
I. 1. Origine de la chaleur interne du Globe
La chaleur interne de la Terre a trois sources principales:
I. 1. 1. Chaleur initiale de la Terre (20% à 24%)
Elle représente 20 à 30 % de la chaleur interne. Elle est produite par la chaleur initiale de la Terre accumulée
aux cours de sa formation. La Terre, comme le reste du système solaire a pris naissance par l’agglomération
de poussières et de débris cosmiques. Puis petit à petit, sous l’effet de la gravitation, ces objets divers vont
avoir tendance à se rassembler formant des corps de plus en plus grands (météorites, astéroïdes,
planétoïdes). Les multiples impacts entre les corps célestes, qui se sont agglomérés pour former la Terre, ont
pour conséquence de libérer de l’énergie cinétique et donc une énorme quantité de chaleur qui a fait fondre
le matériau rocheux (fig. 1). La chaleur dégagée va donc créer une planète liquide par la fusion des éléments
qui se sont accumulés sans aucun tri.
Figure 1: Formation de la Terre selon la théorie de l’accrétion homogène. Formée par l'agrégation de différents corps célestes et est
encore aujourd'hui bombardée de météorites qui augmentent chaque année sa masse d'environ 20000 tonnes.
Les chercheurs sont à peu près d’accord pour dire que cette phase d’accrétion a dû durer une centaine de
milliers d’années à elle seule: phase d’accrétion.
I. 1. 2. Chaleur due à un tri gravitationnel: énergie de différenciation (20 – 30%)
Par la suite cette Terre liquide va se différencier et refroidir pour devenir d’abord pâteuse puis durcir
notamment au niveau de la couche externe (manteau supérieur) vers -4Ga. On va également avoir la création
d’une atmosphère car avec la chaleur dégagée, on va observer un dégazage des corps. Plus tard, c’est la
vapeur d’eau dans l’atmosphère qui formera les océans en se refroidissant.
Lors de l’accrétion, dans une Terre que l’on s’accorde à penser être devenue entièrement liquide, la
différenciation du noyau en fer et nickel achève cette période. Les matériaux les plus lourds (Fe, Ni…)
chutent vers le centre par gravitation et se concentrent pour former le noyau, les éléments plus légers (O, Si,
Al…) migrent vers l’extérieur (fig. 2). Par exemple la densité moyenne du nickel est de 8,9; celle du fer de
7,32; alors que celles du silicium et de l’aluminium ne sont respectivement que de 2,5 et 2,7.
Cela explique aujourd’hui par exemple que la terre est constituée de couches concentriques de même nature
chacune (Lithosphère, Asthénosphère, Mésosphère et noyau).

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Figure 2: Différenciation de la terre et énergie associée.
I. 1. 3. La chaleur latente de cristallisation
Le noyau terrestre principalement composé de fer (79%) est en partie liquide enveloppant une graine solide.
Ses températures étant très élevées (de 3800K en surface du noyau à 6000K en son centre) couplées à une
très forte pression sont responsables des deux états du noyau. (T(K) = T°C + 273,15 avec: T(K).
Ainsi, avec le refroidissement terrestre, le métal liquide du noyau va cristalliser à la surface de la graine
(avec une vitesse très faible d’environ 10-12 à 10-11m/s c'est-à-dire de 0.3 à 0.03 mm/an), dégageant ainsi de
la chaleur, appelée chaleur latente, en quantité, bien qu’elle soit peu représentative de la chaleur interne
totale de la terre, suffisante pour garder le noyau externe dans un état physique liquide et par conséquent
pour entretenir des mouvements de convection thermiques dans le noyau externe qui ont un rôle dans le
champ magnétique terrestre.
I. 1. 4. Chaleur de désintégration (essentiel de la chaleur)
Certains noyaux sont stables (durée de vie tellement grande), et d’autres ne le sont pas. Ces derniers sont
alors disposés à une désintégration plus rapide. De la chaleur est produite par les désintégrations des
éléments radioactifs. Le noyau atomique instable des isotopes radioactifs se «fragmente» spontanément. Il
en résulte un nouveau noyau dit radiogénique et une libération importante de rayonnements et de chaleur.
Isotope
Père
Radioactivité
Isotope
Fils
Demi-vie
t1/2
14C
-
14N
5 730 a
40K
+
40Ar
11,9 Ga
40K
-
40Ca
1,40 Ga
87Rb
-
87Sr
48,8 Ga
138La
-
138Ce
259,6 Ga
147Sm
143Nd
106 Ga
176Lu
-
176Hf
35,7 Ga
187Re
-
187Os
42,3 Ga
232Th
chaîne
208Pb
14,0 Ga
235U
chaîne
207Pb
0,704 Ga
238U
chaîne
208Pb
4,47 Ga
Exemple: 232Th > 228Ra > 228Ac > 228Th > 224Ra > 220Rn > 216Po > 212Pb > 212Bi > 212Po > 208Pb
Tous très lithophiles, c'est-à-dire ayant une affinité chimique forte pour les magmas granitiques et les
minéraux des roches de la croûte terrestre, ils sont absents ou quasi-absents du noyau, ils sont relativement
abondants dans le manteau et ils sont très largement concentrés dans la croûte terrestre avec les autres
éléments lithophiles.

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I. 2. Dissipation de la chaleur interne
I. 2. 1 Flux de chaleur de la Terre
On estime à 4,2 1013W le flux de chaleur qui traverse actuellement l’interface lithosphère-atmosphère, soit
82mW/m2. Sur la surface du globe terrestre, deux types de manifestations correspondent à la dissipation de
la chaleur interne; d'une part un flux de chaleur continu a travers la croûte, d'autre part des événements
ponctuels et épisodiques comme les tremblements de terre et les manifestations volcaniques.
Le flux géothermique mesuré à la surface de la Terre correspond au transfert de la chaleur interne terrestre
qui diffuse à travers les roches de la croûte terrestre. Il diffère d’une zone à l’autre de la surface terrestre en
fonction de la nature et l’épaisseur de la lithosphère (fig. 3).
Les rides océaniques constituent les frontières des plaques divergentes. Leur manteau chaud monte jusqu'à la
surface puis se refroidit en s'éloignant de la dorsale. Le flux de chaleur mesuré près des dorsales océaniques
est très élevé (110mWm-2) (fig. 3). Le manteau étant quasi affleurant en cet endroit, ce flux est celui du
manteau ascendant sous les dorsales. La carte mondiale du flux de chaleur terrestre montre qu’il décroît
systématiquement en s’éloignant de la ride vers les fosses océaniques, 48 Wm-2 (fig. 3).
Dans les continents, le flux de chaleur est globalement faible par rapport aux rides. Mais il est fort par
rapport à celui du plancher océanique qui les borde. La croûte continentale est beaucoup plus épaisse et très
hétérogène, et elle contient des quantités importantes mais variables d'éléments radioactifs (U, Th et K).
Figure 3: Aspects de flux de chaleur à la surface de la Terre.
I. 2. 2. Mécanismes de transfert de chaleur
La Terre interne est donc le siège d’une production de chaleur qui est évacuée vers la surface. Cette
évacuation de chaleur est plus ou moins efficace selon le contexte géodynamique ce qui se traduit par des
variations du gradient et du flux géothermiques.
Il existe 3 types importants de transfert thermique depuis l’intérieur de la Terre vers l’atmosphère: la
conduction, le rayonnement et la convection (fig. 4), qui ont chacun leurs spécificités. Le transfert thermique
est appelé chaleur, et correspond à une agitation thermique d'un corps A qui est transférée à un corps B, de
différentes façon, suivant le type de transfert utilisé.