Les témoins du transfert convectif de chaleur : la tectonique des plaques

Les plaques continentales et océaniques de la surface du globe sont en permanence en mouvement. Elles représentent la partie haute des rouleaux de convection mantelliques. Chacun sait quelles sont les conséquences visibles du jeu des forces entre plaques terrestres car elles sont souvent dévastatrices. Ce jeu s’exprime le plus souvent en limite de plaques : ce sont par exemple les séismes et volcanismes des zones de subduction de la cordillère des Andes (Pérou, Argentine, Mexique) ou le volcanisme des dorsales océaniques, ce sont encore ces gigantesques zones de compression qui sont à l’origine de la formation de chaînes de montagnes telles que les Pyrénées ou l’Himalaya. Parfois, au sein même d’uneplaque, une colonne de matériaux chauds provenant des profondeurs du manteau perce la lithosphère. Ce diapir mantellique vient alimenter un volcanisme dit de point chaud : ce phénomène est à l’origine de la formation de l’archipel d’Hawaï.
C’est sous les océans que la plus grosse quantité de roche est extraite du manteau : les dorsales océaniques produisent en permanence 21 km3 de roche par an (dont 14% volcaniques et 86% plutoniques) [Juteau et Maury, 2008] soit environ 65 000 tonnes par an! Ces roches jeunes forment la nouvelle croûte océanique qui, à son autre extrémité, disparaît sous la croûte continentale au niveau des zones de subduction des marges actives. En comparaison, le volcanisme des zones de subduction et intraplaques ne produisent que 0,73 à 1,0 km 3 par an !
L’ensemble des dorsales sillonne le plancher océanique sur plus de 60 000 km de long.
Leur vitesse d’expansion, ou vitesse d’écartement des plaques dont elles sont la jonction productrice, va dépendre du mouvement relatif des autres plaques ainsi que de l’intensité de l’activité mantellique.

La découverte des systèmes hydrothermaux océaniques

En Mer Rouge, en 1948, 25 ans avant que les premiers sites hydrothermaux ne soient réellement observés, le navire suédois, l’Albatros,repérait des anomalies de température dans la colonne d’eau [Bruneau et al., 1953], puis, d’autres campagnes relevèrent des anomalies de réflexion d’onde acoustique en 1966 [Swallow, 1969; Tooms et al., 1973].
Des anomalies de température, de salinité, d’hélium, et de manganèse, seront mesurées dans la colonne d’eau, en 1976, à proximité du Galapagos Spreading Center (GSC) [Klinkhammer et al., 1977; Lupton et al., 1977]. Sur ce même axe avaient été découverts, 4 ans auparavant, des monts d’origine hydrothermale [Klitgord et Mudie, 1974].
Dans le même temps, les modèles de refroidissement par conduction de la croûte océanique étaient mis à mal, au niveau des dorsales océaniques, par les mesures de flux de chaleur : ces flux conductifs mesurés à proximité des dorsales étaient bien plus faibles que ceux estimés par les modèles. On soupçonnait qu’un phénomène convectif, faisant intervenir l’eau demer, était à l’origine de ces anomalies [Lister, 1972]. Sur la dorsale médio-atlantique (MAR), c’est en 1972 que les premiers minéraux hydrothermaux et oxydes de manganèse ont été échantillonnés à 26°N, [Scott et al., 1974; Rona et al., 1975]. Ce site se révèlera être le site actif de TAG [Rona et al., 1984].
Mais c’est sur le Galapagos Spreading Center (GSC)que l’émission de fluide tiède (~30°C) a été décelée en premier (Programme FAMOUS). Des prélèvements hydrothermaux furent effectués, notamment à l’aide du submersible Alvin [Corliss J. B. et al., 1979]. Edmond et al. (1979a,b ; 1982) publieront les premières analyses de ces fluides tièdes, car dilués, et en déduiront leurs température d’émission : 350°C.
Pendant l’année 1979, on découvrit l’existence desfumeurs noirs : le submersible Cyana permit l’observation de dépôts sulfurés impliquant l’existence d’une décharge hydrothermale à haute température au niveau du plancher océanique à21°N, sur la dorsale est pacifique (EPR). Peu après et non loin, c’est à l’aide du submersible américain Alvin qu’on observait des évents actifs émettant un fluide noir à plus de 350°C [Edmond et al., 1982; Von Damm et al., 2003].

Production d’ hydrogène

Deux mécanismes de production d’hydrogène sont désormais bien identifiés au niveau des dorsales océaniques. Le premier est la thermolyse de l’eau : à haute pression, au contact d’une très forte chaleur, la molécule d’eau circulant dans la croûte océanique peut se dissocier en hydrogène et oxygène. Ce processus nécessite le contact direct de masse rocheuse à très haute température (> 800°C) avec l’eau de mer, conditionsqui se retrouvent lors d’éruptions volcaniquessous-marines par exemple.
Le second mécanisme fait intervenir les propriétésgéochimiques des roches du manteau qui sont mises au contact de la circulation hydrothermale. Ces roches contiennent des minéraux devenus thermodynamiquement instables au fur et à mesure de leur remontée vers la croûte. Ces minéraux, olivines et pyroxènes, peuvent alors progressivement s’hydrater et former un minéral qui donnera son nom à la roche qui le contient : la serpentine. D’infimes quantités de fer sont libérées et se combinent à l’eau : de l’hydrogène est produit et un nouveau minéral précipite, la magnétite. Cet ensemble de réactions géochimiques est désigné par le terme de serpentinisation.
La thermolyse de l’eau nécessitant des températures de roche élevées et donc une activité magmatique intense, elle se rencontre principalement à proximité des dorsales rapides. Par contre, la serpentinisation des péridotites a lieu à des températures plus basses, inférieures à 350°C (ALLENet SEYFRIED JR, 2004; CHARLOUet al., 2010; JANECKYet SEYFRIED JR, 1986; KLEIN et al., 2009; MCCOLLOMet BACH, 2009; MOODY, 1976). La remontée des péridotites nécessite un contexte géologique particulier ; une géodynamique de dorsale lente lui est propice. Sept sites produisant de l’hydrogène ont été découverts ces vingt dernières années sur la dorsale lente médio-atlantique. Certains, comme le site de Lost City (36°N), émettent des fluides blanchâtres, d’une température d’environ 100°C. D’autres, comme le site de Rainbow (30°N) émettent desfluides noirs à hautes températures (d’environ 365°C).
Les nombreuses campagnes effectuées sur ces sites par des équipes américaines, françaises, russes ou européennes, ont permis de caractériser les fluides émis, plus rarement leur géologie profonde. L’Ifremer, en pointe dans le domaine des ressources hydrothermales océaniques, a été l’un des acteurs principaux des découvertes de ces dernières années, en particulier sur les sites de la dorsale médio-atlantique. De nombreuses questions ont été soulevées et chaque site offre son propre champ d’investigation.

Production d’ hydrogène

Deux mécanismes de production d’hydrogène sont désormais bien identifiés au niveau des dorsales océaniques. Le premier est la thermolyse de l’eau : à haute pression, au contact d’une très forte chaleur, la molécule d’eau circulant dans la croûte océanique peut se dissocier en hydrogène et oxygène. Ce processus nécessite le contact direct de masse rocheuse à très haute température (> 800°C) avec l’eau de mer, conditionsqui se retrouvent lors d’éruptions volcaniques sous-marines par exemple.
Le second mécanisme fait intervenir les propriétésgéochimiques des roches du manteau qui sont mises au contact de la circulation hydrothermale. Ces roches contiennent des minéraux devenus thermodynamiquement instables au fur et à mesure de leur remontée vers la croûte. Ces minéraux, olivines et pyroxènes, peuvent alors progressivement s’hydrater et former un minéral qui donnera son nom à la roche qui le contient : la serpentine. D’infimes quantités de fer sont libérées et se combinent à l’eau : de l’hydrogène est produit et un nouveau minéral précipite, la magnétite. Cet ensemble de réactions géochimiques est désigné par le terme deserpentinisation.
La thermolyse de l’eau nécessitant des températures de roche élevées et donc une activité magmatique intense, elle se rencontre principalement à proximité des dorsales rapides. Par contre, la serpentinisation des péridotites a lieu à des températures plus basses, inférieures à 350°C (ALLENet SEYFRIED JR, 2004; CHARLOUet al., 2010; JANECKYet SEYFRIED JR, 1986; KLEIN et al., 2009; MCCOLLOMet BACH, 2009; MOODY, 1976). La remontée des péridotites nécessite un contexte géologique particulier ; une géodynamique de dorsale lente lui est propice. Sept sites produisant de l’hydrogène ont été découverts ces vingt dernières années sur la dorsale lente médio-atlantique. Certains, comme le site de Lost City (36°N), émettent des fluides blanchâtres, d’une température d’environ 100°C. D’autres, comme le site de Rainbow (30°N) émettent des fluides noirs à hautes températures (d’environ 365°C).
Les nombreuses campagnes effectuées sur ces sites par des équipes américaines, françaises, russes ou européennes, ont permis de caractériser les fluides émis, plus rarement leur géologie profonde. L’Ifremer, en pointe dans le domaine des ressources hydrothermales océaniques, a été l’un des acteurs principaux des découvertes de ces dernières années, en particulier sur les sites de la dorsale médio-atlantique. De nombreuses questions ont été soulevées et chaque site offre son propre champ d’investigation.

Propriétés des fluides

Le tableau 2.1 rassemble les données des deux dernières campagnes d’échantillonnages et d’analyses des fluides hydrothermaux du site de Rainbow [Douville et al., 2002; Charlou et al., 2010; Seyfried Jr et al., 2011]. Si l’instrumentation et les méthodes de prélèvement diffèrent légèrement d’une campagne à l’autre, ces prélèvements nécessitent toujours l’intervention d’un submersible dont les bras articulés viennent placerles instruments de prélèvement au centre de la bouche des cheminées actives (voir figure 2.4), là où les fluides sont les plus chauds, les moins dilués et le plus détériorants pour les instruments. Ces fluides sont émis par l’ensemble des fumeurs à des températures très élevées, d’environ 360°C.

Les it ehydrothermal deRainbow: butdel amodélisation

Le site de Rainbow est donc le site dont on peut contraindre le plus les modèles de circulation. Son flux massique a été estimé à 490 ±220 kg s -1 [Jean-Baptiste et al., 2004; German et al., 2010]. La température de ses fluides de sortie est commune à bon nombre de sites hydrothermaux hôtes de fumeurs noirs actifs (360 – 370°C) [Douville et al., 2002; Charlou et al., 2010; Seyfried Jr et al., 2011].
L’épaisseur de la zone d’écoulement peut elle aussi être estimée : selon Charlou et al. (2010), la séparation de phases qui expliquela forte densité des fluides émis par le site aurait lieu à environ 380 bars et 430°C. Or, la plupart des modèles numériques prenant en compte le transport de l’eau salée ou de l’eau pure montrent qu’à ces pressions l’isotherme de 400°C du fluide qui circule reste confinée à proximité de la source de chaleur [Jupp et Schultz, 2000; Coumou et al., 2006; Coumou et al., 2009a; Coumou et al., 2009b; Lewis et Lowell, 2009a; b]. La source de chaleur qui anime le site pourrait donc se trouver à environ 1400 mètres de profondeur sous le champ actif de Rainbow. Malgré tout, de nombreux points restent à éclaircir : quelle est l’extension de la zone de recharge de l’écoulement ? Y a-t-il un chemin préférentiel d’écoulement comme le suppose McCaig (2007) ? Quelle est la taille de la zone de réaction permettant d’obtenir de si grandes quantités d’hydrogène ? Quels sont les flux d’eau qui traversent les roches ? La source de chaleur est-elle une chambre magmatique ? Cette chambre est-elle toujours alimentée ?
La modélisation peut apporter des éléments de réponses à ces questions. La première étape de la modélisation hydraulique du site consiste en une simplification méthodique a priori du milieu géologique, de l’état thermodynamique des fluides, de la description du transfert thermiqueentre la source de chaleur, les fluides et la matrice poreuse dans laquelle ils circulent.

Simplifications du système pour la modélisation

Simplification géologique du milieu fracturé et hydrogéologique

Du fait de l’activité géologique de la croûte sur laquelle repose le site de Rainbow, le milieu poreux étudié est évidemment un milieu fracturé. Pour autant, afin de modéliser un site hydrothermal océanique aussi actif, adopter une approche mathématique de milieu fracturé prenant en compte les fissures une à une, dont la formalisation mathématique et l’application au domaine numérique sont complexes, paraît hasardeux, voire contre-productif. En effet, ce type d’approche implique une certaine connaissance de la localisation et de l’orientation des failles organisant l’écoulement. Or, les indices géologiques de surface (plis, nature des roches extrudées) n’offrent pas de certitudes quant à l’orientation des fissures des roches exposées à l’écoulement hydrothermal, et les quelques failles et crevasses observées en surface ne donnent pas d’information sur leurs extensions éventuelles en profondeur [Marques et al., 2006; Charlou et al., 2010]. De plus, aucun forage n’a pour l’instant été réalisé à proximité du site de Rainbow, pas même sur les segments de dorsale directement adjacents au site. Enfin, ajouter à la complexité thermodynamique du système une formalisation impliquant une multitude de vitesses caractéristiques reste problématique d’un point de vue numérique. En effet, l’écoulement modélisé subit de forts contrastes de températures. Lors dessimulations, son comportement est fortement lié à la prise en compte de tous les paramètres thermodynamiques qui décrivent l’état de l’eau et de son écoulement (dilatabilité, compressibilité, masse volumique, viscosité, capacité thermique) [Wilcock, 1998; Coumou et al., 2006]. Modéliser un tel écoulement nécessite l’emploi d’un maillage fin (de l’ordre du mètre carré à la centaine de mètres carrés, voir Article 1, paragraphe 3.6.2) et de petits pas de temps (quelques milliers de secondes) [Coumou et al., 2006]. Or, cet écoulement possède une grande extension spatiale (plusieurs kilomètres) et temporelle (plusieurs milliers d’années). Un modèle de circulation s’appuyant sur une approche de perméabilité homogénéisée nécessite donc déjà, sous cette forme la plus simple, un schéma numérique précis et stable, dont l’application est coûteuse en temps calculs. L’ajout de la prise en compte des fractures et fissures de la roche n’en compliquerait que plus la mise en place pour un résultat à la fiabilité discutable.
Car enfin, il n’existe pour l’instant pas, à notre connaissance, de données issues d’expériences numériques permettant la validation d’un modèle d’écoulement en milieu fracturé pour dessystèmes hydrothermaux de dorsale océanique lente.

Modèle de transport de chaleur

Si dans le manteau terrestre, la chaleur est évacuée presque principalement par convection, au sein du système hydrothermal, a priori, convection et diffusion peuvent toutes deux jouer des rôles importants. Au sein de la matrice rigide de la croûte, constituée de roches solides, la conduction thermique est largement majoritaire. Au sein du fluide hydrothermal, on ne peut négliger aucun des deux phénomènes de transport précités. L’équation mathématique modélisant le transfert de chaleur doit donc traduire l’existence des modes de conduction mais aussi des échanges de chaleur entre chacune des phases solides et liquides.

Discussion sur la méthode de validation

Les systèmes de type boîte fermée ou ouverte sont d’un intérêt certain pour la validation des codes dédiés à l’hydrothermalisme. Ils nécessitent une bonne précision numérique du code, et permettent une description quantitative précise du comportement d’un système analogue à un système hydrothermal simplifié. Le passage au système d’équations complet, prenant en compte les propriétés de l’eau pure, nécessite lui aussi une validation méthodique.
Dans un premier temps, il est nécessaire de valider l’implémentation des formulations thermodynamiques. En effet, le nombre de polynômes et fonctions à transcrire est assez important : le code des procédures de calculs des propriétés est plus long que le jeu de données proprement dit. La validation des différentes procédures codées pour le calcul des propriétés a nécessité la mise en place de codes secondaires. Ces codes ont été implémentés sous Visual Basic for Applications (VBA – accessible sous Excel2003). Ils ont permis la comparaison pour un grand nombre de couples (pression, température) des valeurs de masse volumique, viscosité, dilatabilité, compressibilité, capacité thermique massique avec celles calculées par le code PROST-4.1. PROST-4.1 est un code de calculs des propriétés de l’eau pure d’après les formulations de l’IAPWS datant de 1984 (qui varienttrès peu). Il est programmé en langage C. Ce travail de validation des procédures ne sera pas détaillé dans ce manuscrit.
Dans un second temps, vient le fait que les résultats issus des simulations réalisées avec le système complet d’équations (3.13) – (3.19) sont assez différents de ceux précédemment exposés. Les flux de chaleur publiés ne sont souvent que des ordres de grandeur, les oscillations observées sont rarement exactement périodiques, et plus les perméabilités utilisées sont fortes, moins le système est clairement déterminé. Les résultats dépendent aussi des méthodes numériques utilisées et bien sûr des formulations thermodynamiques utilisées. Cependant, à faible perméabilité (k=10 -15 m²), la température et le nombre de panaches sont assez bien contraints. La caractérisation quantitative (température de sortie, température à la base des panaches, nombre de panaches etc…) ne peut être que partielle, en tout cas moins évidente à effectuer.
Les articles qui suivent synthétisent l’ensemble des développements mathématiques et numériques qui viennent d’être présentés. Ils montrent également une application au site hydrothermal de Rainbow dont les caractéristiques ont été décrites en détails dans la partie 2 de ce manuscrit.

Table des matières
Liste des figures
Liste des tableaux 
1. Introduction
1.1. Situation de la production énergétique mondiale : l’hydrogène, un vecteur d’énergie peu représenté
1.2. Origine de l’hydrothermalisme des dorsales
1.2.1. Contexte géologique : de la formation de la terre aux systèmes hydrothermaux actuels
1.2.2. La découverte des systèmes hydrothermaux océaniques
1.2.3. Principe général de l’hydrothermalisme, conséquencesur le transfert des flux de chaleur
1.3. Production d’hydrogène
1.4. Thèmes développés dans ce manuscrit
2. Sélection et description du site d’étude
2.1. Sélection du site d’étude parmi les sites de la dorsale médio-atlantique
2.2. Le site de Rainbow
2.2.1. Géologie du site
2.2.2. Propriétés des fluides
2.2.3. Apport des données de terrain
2.3. Conclusion : intérêt de la modélisation
3. Modélisation thermo-hydraulique
3.1. Le site hydrothermal de Rainbow : but de la modélisation
3.2. Simplifications du système pour la modélisation
3.2.1. Simplification géologique du milieu fracturé et hydrogéologique
3.2.2. Simplifications thermodynamiques
3.2.3. Simplifications thermiques
3.3. Le modèle mathématique
3.3.1. Modèle hydraulique
3.3.2. Modèle de transport de chaleur
3.3.3. Équations d’états
3.4. Méthodes numériques
3.4.1. Présentation du code Cast3M
3.4.2. Algorithmes de résolution
3.5. Validation du modèle en 2D
3.5.1. L’approximation de Boussinesq
3.5.2. Configuration en boîte fermée
3.5.3. Configuration en boîte ouverte
3.5.4. Discussion sur la méthode de validation
3.6. Application du modèle thermo-hydraulique à l’étude du site de Rainbow : apport de la modélisation bidimensionnelle
3.6.1. Résumé de l’article 1
3.6.2. Article 1
3.6.3. Conclusion – Discussion
3.7. Application du modèle thermo-hydraulique à l’étude du site de Rainbow : apport de la modélisation axisymétrique
3.7.1. Résumé de l’article 2
3.7.2. Article 2
3.7.3. Conclusion – Discussion
3.7.4. Nécessité du modèle de passage préférentiel en axisymétrique ?
3.8. Conclusion générale sur le modèle thermo-hydraulique
4. Modélisation géochimique et couplage des modèles thermo-hydraulique et géochimique 
4.1. Production d’hydrogène par serpentinisation : état de l’art
4.1.1. Qu’est-ce que la serpentinisation ?
4.1.2. Production d’hydrogène : le rôle du fer(III)
4.1.3. Cinétique de réaction
4.1.4. Apport de la modélisation des équilibres thermodynamiques
4.1.5. Apport des modèles couplant thermo-hydraulique et géochimie
4.1.6. Propriétés mécaniques
4.1.7. Conclusion : ce que doit prendre en compte la modélisation de la serpentinisation
4.2. Modélisation de la serpentinisation : application au site de Rainbow
4.2.1. Un modèle adapté à la serpentinisation sur le site de Rainbow
4.2.2. Principe général du modèle
4.2.3. Outils de modélisation
4.2.4. Modélisation du transport de l’hydrogène
4.2.5. Modèle de production de chaleur et modèle de consommation d’eau
4.3. Modélisation de la production d’hydrogène : application au site de Rainbow
4.3.1. Choix de la roche et création des tables de données
4.3.2. Choix de la cinétique de réaction
4.3.3. Première application : estimation des taux de réaction et de la masse de roche mère
4.4. Application au modèle thermo-hydrogéologique de type poche de recirculation en géométrie axisymétrique
4.4.1. Principe de la modélisation
4.4.2. Présentation du modèle thermo-hydraulique et résultats
4.4.3. Présentation du modèle géochimique et résultats
4.4.4. Conclusion
4.5. Conclusions et discussions sur la géochimie
5. Conclusion et perspectives
Références bibliographiques
Annexes
Annexes I : propriétés thermodynamiques de l’eau pure
Annexes II
Communications internationales – conférences
Communications internationales – articles
Communication nationale – article