Une enclume de diamant à Canton
Au Laboratoire clé d’État des processus et des ressources de la Terre profonde, à l’Institut de géochimie de Canton (GIGCAS), un chercheur du groupe de Du Zhixue charge un échantillon de quelques dizaines de micromètres, plus étroit qu’un cheveu humain, dans un joint d’acier placé entre deux colettes de diamant. Dans la chambre d’acier, la pression va dépasser 100 gigapascals (environ un million d’atmosphères) et un laser infrarouge va porter la minuscule particule à environ 4 100 °C, soit presque la température de la photosphère du Soleil. L’expérience tout entière durera quelques minutes. La géochimie qu’elle permet de cerner est plus ancienne que les roches porteuses d’oxygène et à peine plus jeune que la Lune.
L’appareil est une cellule à enclumes de diamant chauffée par laser. Deux diamants monocristallins de qualité gemme, taillés avec une colette large de quelques centaines de micromètres, se font face, pointe contre pointe. Un mince joint métallique placé entre eux renferme la chambre de l’échantillon. Une force extérieure modeste, appliquée du côté de la table de chaque diamant, devient une pression énorme à l’endroit où les colettes se rejoignent, puisque la surface y est minuscule. Percy Bridgman aurait reconnu le principe : des enclumes opposées, une pression égale à la force divisée par la surface. Les diamants sont assez transparents pour que l’équipe puisse les traverser avec un laser à fibre et chauffer l’échantillon pendant qu’il est comprimé.
Le groupe de Du au GIGCAS (Zhixue Du, ou Du Zhixue selon la convention chinoise qui place le nom de famille en premier, employée dans les communiqués en anglais de l’institut) pose une vieille question avec de nouveaux outils. Quelle quantité d’eau la bridgmanite, ce silicate qui occupe l’essentiel du manteau inférieur de la Terre, peut-elle contenir ? Et, plus précisément : quelle quantité a-t-elle pu absorber lorsqu’elle a cristallisé pour la première fois à partir d’un océan de magma couvrant toute la planète, il y a 4,4 milliards d’années ?
La réponse qu’ils ont publiée dans Science le 11 décembre 2025 est d’une telle ampleur qu’elle oblige à redessiner le cycle de l’eau des premiers temps. La capacité de stockage d’eau de la bridgmanite, mesurée par le coefficient de partage entre le cristal et le liquide silicaté coexistant, augmente fortement avec la température. Si l’on réinjecte ces valeurs dans un océan de magma en cours de cristallisation, le manteau inférieur devient le plus grand réservoir d’eau de la planète en voie de solidification : il renferme l’équivalent de 0,08 à 1,0 fois l’eau des océans actuels, soit cinq à cent fois plus que ne le laissaient supposer les expériences antérieures, menées à plus basse température (Lu et al., 2025, doi:10.1126/science.adx5883).
« Où l’eau est-elle passée lorsque les océans de magma de la Terre primitive ont cristallisé ? Pour le manteau le plus profond, la réponse restait insaisissable », notait le résumé éditorial de Science le jour de la publication. La nouvelle étude est la première à apporter une réponse quantitative pour le manteau profond.
D’où viennent les océans de la Terre ?
La question classique se décompose en trois volets. Premièrement, quand la Terre a-t-elle acquis son eau ? Deuxièmement, d’où la tenait-elle : des comètes, des chondrites carbonées ou du gaz capté dans la nébuleuse solaire ? Troisièmement, que lui est-il arrivé durant les 100 premiers millions d’années de la planète, violents et incandescents, quand les impacts maintenaient la surface en fusion et que toute vapeur située au-dessus d’elle était en équilibre avec un bain de lave global ?
Le scénario d’un apport par les comètes a dominé les manuels pendant un demi-siècle. Il a plutôt mal résisté à l’analyse isotopique. La plupart des comètes présentent des rapports deutérium/hydrogène deux à trois fois supérieurs à celui de la Terre. Certaines, dont 67P/Tchourioumov-Guérassimenko, mesurée par la sonde Rosetta de l’ESA, se situent à l’extrémité riche en deutérium de cette fourchette. Les météorites de type chondrite carbonée, étudiées en laboratoire depuis la chute de Murchison et désormais rapportées directement de l’astéroïde Ryugu par Hayabusa2, de la JAXA, et de Bennu par OSIRIS-REx, de la NASA, donnent des rapports D/H plus proches de celui de l’eau de mer. Le consensus actuel, du moins pour l’essentiel du stock d’eau, privilégie un apport chondritique pendant l’accrétion, les comètes n’y contribuant que pour quelques pour cent au plus.
La question la plus ardue est de savoir ce qui s’est passé ensuite. Il y a 4,5 milliards d’années, l’impacteur de la taille de Mars que l’on appelle parfois Théia avait déjà percuté la proto-Terre, vaporisé une grande partie de ses couches externes et éjecté les débris qui se sont agglomérés pour former la Lune. Après l’impact, la surface de la Terre était un océan de magma couvrant tout le globe. Dans la foulée, les températures dépassaient 3 000 à 4 000 K. La première atmosphère de la planète était une chape de vapeur de silicates et de vapeur d’eau surchauffée, sans équivalent aujourd’hui. Selon la synthèse de Georg Feulner parue en 2012 dans Reviews of Geophysics, le jeune Soleil fournissait « un apport d’énergie solaire au système climatique inférieur d’environ 25 % à celui d’aujourd’hui », mais cela comptait à peine pour la température de surface : c’est la chaleur propre de la planète qui dominait.
Dans un tel environnement, l’eau ne peut pas exister à l’état liquide en surface. Elle existe sous forme de vapeur au-dessus du liquide, et dissoute dans le liquide silicaté lui-même. Lorsque ce liquide cristallise, et il le fera, vite, en quelques millions d’années tout au plus, l’eau dissoute doit bien aller quelque part. Soit elle se répartit dans les nouveaux cristaux, soit elle est expulsée vers l’atmosphère, d’où elle finit par retomber en pluie une fois que la surface est passée sous le point critique de l’eau. La fraction qui reste enfermée dans la roche solide en profondeur dépend d’un seul nombre thermodynamique par minéral : le coefficient de partage, noté Deauminéral/liquide. Pour le minéral le plus abondant de la planète, c’est ce nombre que Lu et ses collègues se sont attachés à mesurer.
Qu’est-ce que la bridgmanite, le minéral le plus abondant de la Terre ?
Pendant la majeure partie du XXe siècle, le minéral qui occupe l’essentiel de l’intérieur de la Terre n’avait pas de nom. Les géophysiciens savaient, grâce aux expériences d’ondes de choc et aux synthèses à haute pression remontant à la fin des années 1950, que le silicate de magnésium et de fer (Mg,Fe)SiO3 adoptait une structure pérovskite dense à des pressions supérieures à environ 23 gigapascals et à des températures supérieures à environ 1 900 K. Ils pouvaient le synthétiser dans des presses multi-enclumes et dans des cellules à enclumes de diamant chauffées par laser. Ils ne pouvaient pas le nommer. Les règles de l’Association minéralogique internationale (IMA) sont strictes : un nom de minéral ne s’applique qu’à un échantillon d’origine naturelle, décrit tel qu’il se présente dans la nature.
Cela a changé en juin 2014, quand la Commission des nouveaux minéraux, de la nomenclature et de la classification de l’IMA a approuvé la proposition d’Oliver Tschauner, minéralogiste à l’Université du Nevada à Las Vegas, et de ses collègues du Caltech et de l’Advanced Photon Source. L’équipe de Tschauner avait étudié une section de la météorite de Tenham, une chondrite L6 tombée en 1879 près de Tenham Station, dans le Queensland, en Australie. La météorite de Tenham a subi un fort métamorphisme de choc : elle renferme des veines de phases de haute pression, formées lorsque son astéroïde parent a été frappé assez violemment pour propager des impulsions de pression de 24 GPa à travers des mètres de roche pendant des fractions de seconde.
Dans ces veines, Tschauner et ses collègues ont utilisé la micro-diffraction des rayons X sur rayonnement synchrotron à l’Argonne National Laboratory pour identifier des grains submicrométriques de MgSiO3 de structure pérovskite. Ces grains étaient associés à de l’akimotoïte et de la majorite et ont permis de situer les conditions maximales du choc autour de 24 GPa et 2 300 K. Ils ont officiellement baptisé la phase bridgmanite (IMA 2014-017), en hommage à Percy Williams Bridgman, le physicien de Harvard qui a ouvert la voie à la recherche sur les hautes pressions dans les années 1910. Bridgman a reçu le prix Nobel de physique en 1946, selon les termes du comité Nobel, « pour l’invention d’un appareil permettant de produire des pressions extrêmement élevées, et pour les découvertes qu’il a ainsi faites dans le domaine de la physique des hautes pressions » (NobelPrize.org). Son dispositif à enclumes opposées est l’ancêtre direct des cellules à diamants utilisées aujourd’hui à Canton.
En volume, la bridgmanite est le plus abondant des minéraux constitutifs des roches sur Terre. Elle représente environ 38 % du volume total de la planète et environ 75 à 80 % du manteau inférieur pour des compositions pyrolitiques. Le reste du manteau inférieur est constitué de ferropériclase (Mg,Fe)O, avec peut-être 8 à 10 % de pérovskite de silicate de calcium (davemaoïte) et des phases mineures. La composition de la bridgmanite est essentiellement MgSiO3, avec des substitutions de fer, d’aluminium et de petites quantités d’hydrogène sous forme de défauts. Sa structure est celle, classique, de la pérovskite ABO3 : les ions magnésium occupent le site A, le plus grand (en coordinence douze avec l’oxygène), et le silicium le site B, plus petit (en coordinence six, au centre d’octaèdres SiO6 liés par leurs sommets). Le réseau est légèrement distordu et prend une symétrie orthorhombique aux pressions du manteau inférieur.
Pour la question de l’eau, l’essentiel est que la bridgmanite est un minéral nominalement anhydre. Sa formule idéale ne contient pas d’hydrogène. Mais, comme l’olivine et le pyroxène du manteau supérieur, la bridgmanite peut héberger de l’hydrogène sous forme de défauts ponctuels dans son réseau cristallin, typiquement des sites Mg2+ remplacés par 2H+, ou des sites Si4+ remplacés par Al3+ + H+, l’hydrogène étant lié à l’oxygène du réseau. La quantité totale d’« eau » que ces défauts peuvent accueillir, exprimée en parties par million d’équivalent H2O, est la capacité de stockage d’eau du minéral. En masse, ce n’est qu’une trace ; multipliée par la masse du manteau inférieur, elle se compte en océans.
L’océan de magma de la Terre, il y a 4,4 milliards d’années
Placez-vous à la surface de la Terre primitive, il y a 4,4 milliards d’années : vous ne reposeriez pas sur de la roche. Vous flotteriez sur une mer de liquide silicaté profonde de plusieurs kilomètres, incandescente, orange en haut et rouge en dessous, où des radeaux de cristaux d’olivine et de pyroxène se formeraient brièvement avant de replonger dans le liquide. Au-dessus de votre tête s’étendrait une épaisse atmosphère de silicates vaporisés et d’eau supercritique, opaque, exerçant une pression de plusieurs dizaines de bars.
C’est le stade d’océan de magma de la formation planétaire, et tous les modèles de la Terre post-Théia en comportent un. La sphère de lave hadéenne s’étendait soit sur une partie seulement de la distance jusqu’à la limite noyau-manteau, soit sur toute l’épaisseur du manteau, selon l’énergie de l’impact. La cristallisation commençait par le bas, là où le contraste de température entre le liquide et le noyau, plus froid, était le plus fort, ou bien par le milieu, là où l’adiabate du liquide coupait le solidus en premier. Dans les deux cas, le premier minéral solide du manteau à cristalliser dans la partie inférieure de ce liquide était la bridgmanite.
Michael Walter, pétrologue à l’Earth and Planets Laboratory de Carnegie Science, à Washington D.C., a posé la question dans une « Perspective » d’accompagnement parue dans le même numéro de Science. « Le manteau a cristallisé à partir d’un océan de magma, une masse de roche fondue contenant de l’eau dissoute, qui recouvrait la planète pendant sa formation », écrit Walter. « La cristallisation a expulsé l’essentiel de l’eau vers la surface, mais une petite fraction est restée retenue dans le manteau solidifié. Le minéral qu’est la bridgmanite est essentiel pour comprendre la répartition initiale de l’eau. À la page 1177 de ce numéro, Lu et al. rapportent que le partage de l’eau dans la bridgmanite augmente avec la température, ce qui suggère que la quantité d’eau dissoute dans la roche était plus importante qu’on ne le pensait lorsque l’océan de magma chaud a cristallisé » (Walter, 2025, doi:10.1126/science.aed3351).
Voilà la question en une phrase : quelle fraction du stock d’eau de l’océan de magma a été enfouie à mesure que la bridgmanite cristallisait, et quelle fraction a été dégazée pour former les premiers océans et la première atmosphère ? La réponse dépend du coefficient de partage. Les travaux expérimentaux antérieurs, menés à plus basse température parce que la communauté de la haute pression ne parvenait pas à atteindre de façon fiable les conditions d’un océan de magma, avaient fixé Deaubridgmanite/liquide à une valeur faible, de l’ordre de 0,001 à 0,025 selon les études. Ces valeurs indiquaient que le manteau profond était sorti du Hadéen presque sec. Elles ont fondé l’orthodoxie selon laquelle l’eau située sous 660 km de profondeur n’était qu’un phénomène à l’état de traces, localement intéressant dans la zone de transition, mais quantitativement une petite part du stock planétaire.
Au cœur de l’expérience en cellule à enclumes de diamant
L’équipe de Du Zhixue s’est heurtée à deux obstacles. Le premier était thermodynamique : il fallait pousser la cellule à enclumes de diamant jusqu’à des températures réellement caractéristiques du manteau inférieur primitif, autour de 4 100 °C, bien au-delà de la plage habituelle de la plupart des expériences en cellule à enclumes de diamant chauffée par laser. Le second était analytique : à la fin de chaque essai, ils récupéraient des grains de bridgmanite de quelques micromètres de large, contenant peut-être quelques centaines de parties par million d’eau, noyés dans un verre silicaté de trempe qui contenait lui-même davantage d’eau. Distinguer ces concentrations exigeait une résolution spatiale submicrométrique et une sensibilité de détection inférieure à 100 µg/g.
Pour la synthèse à haute pression, ils ont utilisé une cellule à enclumes de diamant sur mesure, dotée d’un chauffage laser double face et d’une imagerie à haute température, cette dernière servant à suivre les gradients de température à travers la zone chauffée et à confirmer que le cristal et le liquide avaient atteint l’équilibre chimique. Le matériau de départ était un verre silicaté dont la composition imitait celle de la Terre silicatée globale, additionné de quantités contrôlées d’eau. Chaque échantillon était un disque de moins de 30 micromètres de diamètre et de quelques micromètres d’épaisseur : bien moins que le diamètre d’un seul cheveu humain. L’équipe a mené des séries d’expériences à des pressions couvrant celles du manteau inférieur (environ 25 à 100 GPa) et à des températures allant d’environ 2 500 °C jusqu’à l’extrême de 4 100 °C.
Le problème de la détection, ils l’ont résolu en combinant trois outils. Le premier était la spectrométrie de masse à ions secondaires à l’échelle nanométrique, la NanoSIMS, capable de cartographier la distribution spatiale de l’hydrogène et d’autres éléments légers avec une résolution d’environ 50 nanomètres. La NanoSIMS bombarde l’échantillon avec un faisceau d’ions focalisé et analyse la matière pulvérisée dans un spectromètre de masse ; pour l’étalonner à la teneur en eau de la bridgmanite, l’équipe a dû mettre au point un nouveau jeu de matériaux de référence en orthopyroxène, publié auparavant par certains des mêmes auteurs dans un article de 2023 paru dans Frontiers in Chemistry. Le deuxième outil était la diffraction électronique tridimensionnelle cryogénique, employée pour confirmer la structure cristalline et l’orientation de chaque grain sans l’endommager par le rayonnement. Le troisième, en collaboration avec Tao Long, de l’Institut de géologie de l’Académie chinoise des sciences géologiques à Pékin, était la tomographie par sonde atomique (APT), une technique destructive qui reconstitue la position tridimensionnelle des atomes individuels d’un échantillon en forme d’aiguille, atome par atome, en les évaporant par effet de champ sur un détecteur sensible à la position. L’APT a confirmé que l’hydrogène de la bridgmanite récupérée était dissous dans le réseau cristallin lui-même, et non piégé dans des fissures, des bulles ou des joints de grains.
Cette combinaison, décrit le communiqué en anglais de l’Académie chinoise des sciences, a donné à l’équipe quelque chose comme des « “scanners CT chimiques” et “spectromètres de masse” à ultra-haute résolution » pour inspecter des cristaux micrométriques avec une sensibilité de l’ordre de la partie par million. Sans cet arsenal analytique, les études antérieures devaient extrapoler à partir d’échantillons plus gros maintenus à des pressions plus basses ; grâce à lui, Du et Lu ont pu mesurer pour la première fois le coefficient de partage directement dans les conditions du manteau inférieur.
Leur résultat central, tracé en fonction de la température : la teneur en eau de la bridgmanite, et le coefficient de partage entre la bridgmanite et le liquide silicaté coexistant, augmentent de plus d’un ordre de grandeur lorsque la température passe des valeurs ordinaires du manteau inférieur à celles d’un océan de magma. « Nos résultats démontrent que le partage de l’eau dans la bridgmanite est fortement favorisé par l’élévation de la température », a déclaré Wenhua Lu à Earth.com peu après la publication. Ou, dans la formulation plus réservée du résumé : « des quantités appréciables d’eau ont pu être retenues dans le manteau inférieur après sa cristallisation » (Lu et al., 2025).
Quelle quantité d’eau le manteau inférieur a-t-il captée ?
Un coefficient de partage mesuré dans une poche de liquide large de 30 micromètres ne devient un bilan en eau à l’échelle de la planète qu’après être passé par un modèle de cristallisation d’océan de magma. Le groupe de Du s’y est attelé ensuite. Il a simulé le refroidissement et la solidification vers le bas d’un océan de magma global à l’aide de son nouveau coefficient de partage dépendant de la température, suivi la quantité d’eau entrant dans le manteau solide en croissance à mesure que chaque couche de bridgmanite cristallisait, puis intégré le tout sur l’ensemble du manteau inférieur.
Le résultat : entre 0,08 et 1,0 fois le volume de tous les océans actuels a été séquestré dans le manteau inférieur, sous forme d’eau dissoute dans la bridgmanite, pendant la solidification de l’océan de magma. Soit cinq à cent fois la valeur que laissaient supposer les expériences antérieures sur le coefficient de partage, menées à plus basse température. En termes de masse, la borne supérieure correspond à environ 1,4 × 1021 kg d’eau, soit à peu près la masse du contenu de tous les océans actuels réunis, enfermée dans de la roche silicatée solide entre environ 660 et 2 890 kilomètres sous vos pieds.
La fourchette de 0,08 à 1,0 est large, et les raisons comptent. La borne inférieure repose sur des hypothèses prudentes quant à la quantité d’eau présente dans l’océan de magma initial, au degré de cristallisation du manteau inférieur avant que la bridgmanite ait fini de se former, et à la quantité d’hydrogène perdue dans l’espace pendant les premières centaines de millions d’années, riches en impacts. La borne supérieure suppose un océan de magma riche en eau (compatible avec un apport chondritique pendant l’accrétion) et un échappement atmosphérique minimal pendant la cristallisation. Le nouveau coefficient de partage ne suffit pas, à lui seul, à fixer le stock total d’eau de la Terre. Il dit que, quel qu’ait été ce stock, une part bien plus grande est restée dans le manteau inférieur que ne le permettaient les anciennes expériences.
« Cette eau retenue très tôt », avance le communiqué en anglais du GIGCAS, « a pu être déterminante pour transformer la Terre, d’un brasier infernal en un monde habitable ». Le langage du communiqué est enthousiaste ; l’affirmation sous-jacente est plus étroite. Le manteau profond, selon le nouveau modèle, n’était pas une enveloppe quasi vide autour du noyau. C’était un réservoir majeur, d’une ampleur comparable à celle de l’océan de surface lui-même.
Comment l’eau du manteau profond anime la tectonique des plaques
De simples traces d’eau font subir à la roche silicatée des effets sans commune mesure. Greg Hirth et David Kohlstedt, de la Woods Hole Oceanographic Institution et de l’université du Minnesota, ont montré dans un article de 1996 paru dans Earth and Planetary Science Letters que « la viscosité du manteau dans la région source des MORB est 500 ± 300 fois inférieure à celle des agrégats d’olivine secs », soit environ trois ordres de grandeur de moins une fois l’eau dissoute dans le réseau cristallin (Hirth & Kohlstedt, 1996, EPSL 144, 93–108). Ajoutez des quantités d’eau similaires à la bridgmanite et le manteau inférieur convecte plus facilement, transporte la chaleur plus efficacement et abaisse la température de fusion des panneaux subduits qui atteignent le manteau profond. L’eau, même en traces, est le lubrifiant géologique qui permet à la machine thermique interne de la planète de continuer à tourner.
Le communiqué du GIGCAS le dit de façon plus imagée : l’eau du manteau profond « n’était pas une réserve statique » mais « a agi comme un “lubrifiant” pour l’immense moteur géologique de la Terre », abaissant le point de fusion et la viscosité des roches du manteau, favorisant la circulation interne et le mouvement des plaques, et conférant à la planète une vitalité évolutive durable.
Le langage du « moteur » est métaphorique, mais la physique, elle, est précise. La convection mantellique déplace la roche à raison de quelques centimètres par an, entraîne la tectonique des plaques en surface et pompe la chaleur du noyau vers l’espace. Son rythme dépend étroitement de la viscosité des silicates du manteau, qui dépend à son tour de la température, de la taille des grains et de la teneur en eau. Un manteau profond plus humide convecte plus vite. Un manteau qui convecte plus vite dissipe plus efficacement la chaleur interne et entretient plus longtemps la dynamo du noyau de fer (qui engendre le champ magnétique terrestre). Le champ magnétique, à son tour, protège l’atmosphère de surface de l’érosion par le vent solaire, ce qui permet à l’eau de surface de subsister à l’échelle des temps géologiques.
Supprimez la lubrification et la cascade s’inverse. Vénus est l’exemple qui sert d’avertissement. L’eau avec laquelle Vénus s’est formée, quelle qu’ait été sa quantité, a été perdue dans l’espace assez tôt, en partie parce que le champ magnétique de la planète s’est effondré, en partie parce que l’absence de tectonique des plaques a bloqué un cycle profond de l’eau qui, sur Terre, ne cesse de faire circuler l’hydrogène entre la surface et l’intérieur. Les nouveaux chiffres sur la bridgmanite suggèrent une des raisons pour lesquelles la Terre a évité ce sort : son manteau inférieur était au départ assez humide pour que le moteur convectif continue de tourner bien après le refroidissement de la surface.
De la ringwoodite à la bridgmanite : une décennie de découvertes sur l’eau profonde
L’article de Lu et al. n’est pas isolé. Il s’inscrit dans une série de résultats étalés sur les onze dernières années qui, pris ensemble, ont réécrit le tableau, tel que le présentent les manuels, d’une Terre profonde sèche.
La première grande rupture date de mars 2014 : Graham Pearson, alors à l’Université de l’Alberta, et des collègues de l’Université Goethe de Francfort, de l’Université de Padoue et de l’Université de Gand ont publié « Hydrous mantle transition zone indicated by ringwoodite included within diamond » dans Nature (Pearson et al., 2014, doi:10.1038/nature13080). L’équipe avait acheté, pour environ 20 dollars, un petit diamant brun de trois millimètres de large à des mineurs artisanaux de la région de Juína, dans le Mato Grosso, au Brésil. À l’intérieur se trouvait une minuscule inclusion de ringwoodite, la forme de haute pression de l’olivine, à structure spinelle, stable dans la zone de transition du manteau entre 520 et 660 km de profondeur. La spectroscopie infrarouge a montré que l’inclusion était hydratée, avec environ 1,5 % d’eau en masse. « Cet échantillon apporte vraiment une confirmation extrêmement solide de l’existence de poches humides locales en profondeur dans la Terre, dans cette région », a déclaré Pearson à l’époque. « Cette zone particulière de la Terre, la zone de transition, pourrait contenir autant d’eau que tous les océans du monde réunis. »
Trois mois plus tard, en juin 2014, Brandon Schmandt, de l’Université du Nouveau-Mexique, et Steven Jacobsen, de la Northwestern University, ont publié « Dehydration melting at the top of the lower mantle » dans Science (Schmandt et al., 2014, doi:10.1126/science.1253358). En combinant des expériences à haute pression et des observations sismiques d’ondes converties P vers S issues de l’USArray d’EarthScope, ils ont montré que le manteau qui s’écoule vers le bas à travers la discontinuité de 660 km se déshydrate, que la ringwoodite hydratée se transforme en un assemblage beaucoup plus sec de bridgmanite et de ferropériclase, et que l’eau expulsée engendre un liquide intergranulaire. Les détections sismiques de brusques diminutions de vitesse juste sous 660 km, sur l’ensemble des Grandes Plaines et de la Cordillère septentrionale, correspondaient à la géométrie prévue de cette couche de liquide. Selon ce travail, la zone de transition joue le rôle d’un gigantesque réservoir d’eau, dont la déshydratation, lorsque la matière passe dans le manteau inférieur, engendre une mince couche de fusion partielle au sommet du manteau inférieur.
L’article de Lu et Du de 2025 ajoute maintenant au tableau la couche plus profonde. Si le diamant de Pearson a prouvé l’existence d’une hydratation locale dans la zone de transition, et si Schmandt et Jacobsen ont montré comment l’eau franchit aujourd’hui la limite des 660 km, les nouvelles mesures sur la bridgmanite donnent au manteau inférieur situé sous 660 km son propre bilan, substantiel, établi à l’époque de l’océan de magma et seulement lentement dégazé depuis.
La chaîne de preuves ne s’arrête pas là. Les deux grandes provinces à faible vitesse de cisaillement (LLSVP), de la taille d’un continent, à la limite noyau-manteau, parfois surnommées Tuzo (sous l’Afrique) et Jason (sous le Pacifique central), posent depuis longtemps une énigme à la géochimie du manteau profond. Leur ralentissement sismique, d’un demi pour cent à trois pour cent de la vitesse des ondes de cisaillement, est trop marqué pour être purement thermique ; leur composition doit être en partie différente de celle du manteau inférieur environnant. Une possibilité, avancée à la suite de la collaboration de 2025 de Du Zhixue lui-même avec Jie Deng, de Princeton, et Yoshinori Miyazaki, de Rutgers, sur un modèle d’océan de magma basal pour ces piles, est que les LLSVP portent l’empreinte chimique du processus même de cristallisation que décrit le nouvel article sur la bridgmanite, y compris, peut-être, des teneurs en eau localement élevées. Relier la bridgmanite hydratée à la chimie des LLSVP reste une hypothèse à la frontière de la recherche plutôt qu’un résultat. Les données ne sont pas encore là. La géométrie est suggestive.
Une autre frontière de la recherche se situe dans la sismologie de l’intérieur de la Terre. Les récents travaux faisant état d’une inversion de la rotation du noyau interne par rapport au manteau reposent en partie sur de faibles rotations différentielles et de faibles contrastes de densité, tous deux sensibles à la teneur en eau des couches du manteau comprises entre le noyau et la surface. Dans les expériences de laboratoire, l’eau abaisse de plusieurs ordres de grandeur la viscosité du manteau inférieur, et une viscosité plus faible se traduit directement par le couplage qui permet au noyau interne de glisser par rapport au reste de la planète. Aucune des affirmations sismiques d’inversion n’a encore été réexaminée à la lumière des nouvelles valeurs sur la bridgmanite. Elles le seront.
Et au niveau des panaches, ces étroites remontées qui partent de la limite noyau-manteau et alimentent le volcanisme de point chaud en surface, le nouveau coefficient de partage modifie la capacité de transport. Une masse chaude qui dérive aujourd’hui vers le sud-ouest sous les Appalaches du Nord, comme d’autres anomalies thermiques profondément enracinées, peut transporter de l’eau depuis les profondeurs en proportion de la quantité que renferme sa région source. Un manteau inférieur plus humide signifie qu’il y a davantage d’eau susceptible d’être rejetée en surface par le volcanisme alimenté par les panaches au fil des temps géologiques, ce qui vide peu à peu le réservoir profond. La même plomberie alimente les cratères de la Terre primitive que l’on identifie aujourd’hui dans les socles cratoniques, dont la plus ancienne structure d’impact connue au monde, dans le Pilbara.
Ce que cela signifie pour l’habitabilité
L’habitabilité est un mot glissant. Au sens le plus étroit, elle désigne la présence d’eau liquide en surface. Au sens le plus large, elle désigne tout ce sur quoi vous voudriez qu’un être vivant puisse vivre. Pour la Terre primitive, la question pertinente est intermédiaire : comment une planète d’abord fondue et ébranlée par les impacts a-t-elle pu, au cours des 200 à 500 premiers millions d’années de son existence, se doter d’océans de surface stables ?
Les zircons de Jack Hills, en Australie-Occidentale, fournissent un ancrage empirique. John Valley et ses collègues de l’Université du Wisconsin à Madison, travaillant par tomographie par sonde atomique sur un grain unique de l’ensemble de Jack Hills, ont rapporté dans Nature Geoscience un âge hadéen de 4,374 ± 0,006 milliards d’années pour un zircon dont les rapports isotopiques de l’oxygène indiquent qu’il a cristallisé à partir d’un magma ayant déjà interagi avec de l’eau liquide (Valley et al., 2014, doi:10.1038/ngeo2075). « Cela confirme notre vision de la façon dont la Terre s’est refroidie et est devenue habitable », a déclaré Valley à l’époque. La Terre était humide en surface environ 160 millions d’années à peine après sa formation, alors même que le bombardement d’astéroïdes se poursuivait. La minéralogie le dit ; les archives géologiques le disent. La question a toujours été : d’où l’eau est-elle venue, et comment est-elle restée ?
Le résultat de Lu et Du reformule cette question. Si le manteau inférieur a absorbé et retenu une part substantielle de l’eau de l’océan de magma, quelque part entre 8 % et 100 % d’un océan actuel, alors l’océan de surface n’a pas eu besoin d’être alimenté d’un seul coup ni de survivre intact à tout le Hadéen. Le stockage profond a joué le rôle d’un réservoir capable de dégazer progressivement de l’eau par le volcanisme de panache pendant des milliards d’années, réapprovisionnant la surface face aux pertes dans l’espace.
Appliquez la même logique à Mars et à Vénus et le tableau se précise. Mars n’a jamais connu de tectonique des plaques, n’a jamais entretenu de dynamo durable, et aurait dégazé l’eau de son manteau en une seule fois, une fois pour toutes, plutôt que par un cycle continu. La surface martienne a perdu de l’eau dans l’espace à un rythme élevé dès que le champ magnétique s’est effondré, il y a environ 4 milliards d’années. Quelle que soit l’eau qui se trouve aujourd’hui dans le manteau profond de Mars, elle est sans importance pour l’habitabilité de la surface. Vénus, dont l’état primordial était plus chaud et qui ne connaît aujourd’hui aucun mouvement de plaques, pourrait avoir perdu son eau de surface dès le stade de l’océan de magma si son manteau inférieur à bridgmanite retenait une fraction d’eau plus faible : les températures et les pressions à l’intérieur de Vénus diffèrent de celles de la Terre, et les coefficients de partage diffèrent donc eux aussi.
Pour les exoplanètes rocheuses, le résultat a une portée plus large encore. Les océans de magma sont une étape universelle de la formation des planètes rocheuses ; la bridgmanite (ou ses équivalents de plus haute pression sur les plus grandes super-Terres) se forme dans tout manteau qui franchit le seuil de pression requis. Des travaux théoriques de Claire Marie Guimond et de ses collègues, prolongeant la modélisation antérieure de Caroline Dorn, ont avancé que la minéralogie du manteau fixe la limite supérieure du stock d’eau profond d’une planète, la région du manteau riche en bridgmanite constituant un réservoir proportionnellement plus petit à mesure que la masse de la planète augmente. Le nouveau coefficient de partage dépendant de la température s’intègre directement à cette estimation. L’implication est gênante pour les prédictions de « mondes aquatiques » : les planètes rocheuses massives pourraient ne pas être noyées, parce que leur manteau inférieur retient une fraction plus faible de l’eau qu’elles ont accrétée, ce qui en laisse davantage pour la surface, ou bien elles pourraient l’être, selon que leurs océans de magma ont cristallisé assez chaud pour tirer parti du partage à haute température que le groupe de Du vient de mesurer.
Plus près de nous, le même enchaînement de raisonnements rejoint les archives du climat de surface. Les épisodes de Terre boule de neige du Cryogénien, entre 717 et 660 Ma puis vers 635 Ma, montrent ce qui se passe lorsque le thermostat de l’altération des silicates s’emballe ; la survie de la planète à ces glaciations dépendait en partie de l’apport continu de CO2 volcanique issu de cette même convection mantellique que, selon les nouvelles valeurs sur la bridgmanite, l’eau profonde lubrifiait dès l’origine. Un manteau profond plus sec n’aurait pas entraîné la tectonique des plaques avec autant de vigueur ; un moteur tectonique plus lent aurait produit moins de ce CO2 volcanique qui a sorti la planète des périodes de Terre boule de neige. Le lien est qualitatif, mais réel.
Questions ouvertes : davemaoïte, ferropériclase et LLSVP
La fourchette de 0,08 à 1,0 océan est le chiffre phare de l’article. C’est aussi celle que chaque étude ultérieure cherchera à resserrer. L’incertitude, d’un facteur douze, reflète, à peu près à parts égales, trois éléments : la teneur initiale en eau de l’océan de magma (mal connue) ; le degré d’achèvement de la cristallisation (dépendant du modèle) ; et l’échappement atmosphérique de l’hydrogène pendant la phase d’atmosphère de vapeur qui a suivi l’impact (très mal connu).
Le versant expérimental a sa propre liste de tâches. La bridgmanite est le minéral dominant du manteau inférieur, mais ce n’est pas le seul. La pérovskite de silicate de calcium, la davemaoïte, officiellement nommée en 2021 à partir d’une inclusion dans un diamant super-profond par le groupe d’Oliver Tschauner, représente environ 8 à 10 % du volume du manteau inférieur dans les compositions pyrolitiques et 25 à 30 % dans la croûte océanique subduite. Son comportement de partage de l’eau aux températures d’un océan de magma n’a pas été mesuré. La ferropériclase (Mg,Fe)O, deuxième phase la plus abondante du manteau inférieur, retient l’eau différemment de la bridgmanite et peut y contribuer pour sa part. La stishovite, les phases alumineuses hexagonales, la post-pérovskite (la structure de haute pression en laquelle la bridgmanite se transforme près de la limite noyau-manteau, vers 125 GPa) : chacune a son propre coefficient de partage, dans des conditions où les mesures sont difficiles.
Le programme du groupe de Du, article après article, va dans ce sens. Leur article de 2023 sur l’étalonnage de la NanoSIMS a posé les bases analytiques de la mesure de l’eau dans des échantillons micrométriques ; l’article de 2025 dans Science l’a appliquée à la bridgmanite ; leur collaboration avec le groupe de Jie Deng sur l’océan de magma basal et l’origine des LLSVP relie la géochimie expérimentale à la sismologie du manteau profond. La prochaine série d’articles, selon leurs propres termes, portera sur la davemaoïte, la ferropériclase et la post-pérovskite.
Les implications géodynamiques, tributaires des modèles, essuieront aussi des critiques. La « Perspective » de Walter note que le nouveau coefficient de partage fait entrer dans le manteau solide primitif plus d’eau que ne l’admettaient les anciennes estimations, mais sans aller jusqu’à endosser la borne supérieure de 1,0 océan. Plusieurs autres modèles de cristallisation de l’océan de magma, fondés sur des hypothèses différentes quant au point de départ de la cristallisation, au bas du manteau ou en son milieu, donnent des fractions d’eau retenue différentes. Des profondeurs d’équilibration différentes pendant l’accrétion donnent des teneurs initiales en eau différentes. La communauté passera les prochaines années à débattre pour savoir quelles hypothèses de modèle sont les bonnes.
Il existe un autre test observationnel, plus concret. Si le manteau inférieur renferme l’équivalent de 0,08 à 1,0 fois l’eau des océans actuels sous forme de bridgmanite hydratée, cette eau affectera la conductivité électrique du manteau inférieur. Des mesures magnétotelluriques en surface, combinées à des observations du champ magnétique par satellite, comme celles de la constellation Swarm de l’ESA, peuvent en principe cartographier la conductivité du manteau profond avec une résolution suffisante pour tester cette prédiction. Yihang Peng et Jie Deng, de Princeton, dans un article de 2024 paru dans le Journal of Geophysical Research: Solid Earth (doi:10.1029/2023JB028333), ont constaté que « la conductivité protonique de la bridgmanite pour les défauts (Mg + 2H)Si et (Al + H)Si est du même ordre de grandeur que la conductivité du manteau inférieur. » Le raisonnement fonctionne aussi dans l’autre sens : les régions du manteau inférieur qui paraissent anormalement conductrices dans les levés électromagnétiques profonds sont candidates à être des domaines riches en eau. Relier des zones précises de forte conductivité à des concentrations d’eau précises relève d’un programme de recherche plutôt que d’un résultat.
Enfin, la vue d’ensemble, à long terme. Si la planète est partie avec une part substantielle de son eau enfermée dans le manteau profond, alors l’océan de surface sur lequel nous vivons n’est pas le principal réservoir d’eau de la Terre, mais sa surface active, alimentée par en dessous pendant des milliards d’années, perdue dans l’espace par le haut, en partie recyclée par les zones de subduction. Le cycle profond de l’eau, esquissé par David Bercovici, de Yale, et Shun-ichiro Karato, de Tokyo, dans un article de 2003 paru dans Nature (« Whole-mantle convection and the transition-zone water filter », Nature 425, 39–44, doi:10.1038/nature01918), devient l’histoire dominante. L’océan de surface n’en est plus que le mince film superficiel.
Ce changement de perspective est la partie qu’il faudra des années pour assimiler. Les spécialistes des sciences de la Terre ont passé deux siècles à calculer des bilans de l’eau située au-dessus de la croûte : précipitations, ruissellement, évaporation, variations du volume des océans, cycles glaciaires. L’article de Lu et al. dit, avec une force chiffrée nouvelle, que le bilan pertinent s’étend sur 2 890 kilomètres de profondeur. La demi-mer enfermée à l’intérieur de la planète a peut-être toujours été le compte le plus important.
De retour au laboratoire de Canton, l’échantillon suivant prend place dans une cellule à diamants. Le laser se déclenche, un point chaud large de moins d’un millimètre brille d’un blanc éclatant à 4 100 °C à travers les diamants transparents, la particule boit sa petite gorgée d’eau. Quelques minutes plus tard, elle est revenue à température ambiante, prête pour la NanoSIMS. Le cycle, pour la planète, a pris 4,4 milliards d’années. Pour les chercheurs, il prend un après-midi.
