Glossaire
lithosphère : enveloppe constituée de la croûte et de la partie la plus externe du manteau. Celle de la Terre, épaisse en moyenne de 80 km (dont 6 de croûte) sous les océans et de 120 km (dont 30 de croûte) sur les continents, est divisée en plusieurs plaques qui se déplacent les unes par rapport aux autres.
silicates : classe de minéraux à base de silicium et d’oxygène et très majoritaires dans la croûte. Par exemple, la serpentine (Mg3Si2O5(OH)4) est un phyllosilicate hydraté. fusion partielle : état d’une roche passée de la phase solide à une phase majoritairement liquide. À un certain niveau de température et de pression, une partie des minéraux fondent et forment alors un liquide magmatique contenant les autres minéraux encore solides (dont le point de fusion n’est pas atteint).
magma : roche en fusion dont la solidification donne lieu à une roche magmatique.
datation isotopique : En géologie comme en sciences de la vie, la datation peut être relative, en ordonnant dans le temps des événements les uns par rapport aux autres, ou absolue, en attribuant un âge. Quand il est possible d’analyser un échantillon de roche ou un fossile en laboratoire, les méthodes les plus précises s’appuient presque toujours sur la désintégration radioactive des atomes instables de cet échantillon. Dans un matériau donné, le nombre d’atomes radioactifs, tels ceux de l’isotope rubidium 87 qui se transmute en strontium 87 (87Rb et 87Sr sont alors qualifiés respectivement d’isotopes « père » et « fils »), décroît de façon exponentielle avec le temps. Autrement dit, la durée au bout de laquelle la quantité d’isotope père est réduite de moitié, dans le matériau, est une constante nommée « période de demivie ». Connaissant cette demi-vie et la teneur en isotope père que le matériau est censé avoir à la fin de sa formation (notée ici T0), le rapport des teneurs en père et en fils mesurées avec un spectromètre de masse permet d’évaluer le temps écoulé depuis T0, qui est l’âge de la roche étudiée. Encore faut-il que tout isotope choisi pour la datation n’ait pas une demi-vie très inférieure à la durée recherchée, sinon sa teneur sera devenue insignifiante. Le 87Rb ayant une demi-vie de 49 milliards d’années, le rapport des teneurs en 87Rb et en 87Sr est adapté à la datation de roches très anciennes. S’il n’excède pas 50 000 ans, l’âge d’un fossile peut être évalué précisément grâce à la teneur en carbone 14 (intégré dans les tissus d’un organisme tant qu’il est vivant) dont la demi-vie vaut environ 5 700 ans.
Un problème dur comme fer
L a couleur rougeâtre du sol de Mars est
essentiellement due à la richesse en fer de
ses roches. Des teneurs entre 15 et 20 %, soit
plus du triple de la teneur moyenne en fer de la
croûte terrestre, ont été mesurées d’abord dans
les météorites martiennes SNC(1) puis dans le
sol analysé in situ par des landers (robots de
surface).
Quelle est l’origine de cette différence, alors que
la Terre et Mars et se sont sans doute formées
dans la même région du Système solaire ?
Ce type de problème, qui ne concerne pas
uniquement le fer, mobilise plusieurs équipes
dans le monde en vue de mieux comprendre la
structuration des planètes.
La formation d’une roche crustale (de la croûte)
a lieu par fusion partielle du manteau (FP ; voir
plus bas). Sa constitution dépend donc de la
composition chimique du manteau et de la
pression (qui augmente avec la profondeur) à
laquelle débute la FP. En utilisant les équations
qui décrivent le phénomène de FP et en
supposant que les manteaux primitifs de Mars
et de la Terre avaient une composition identique,
nous avons estimé que l’enrichissement en fer
de la croûte martienne peut être dû, au moins
en partie, à la profondeur où la FP se déclenche
généralement : 450 km, soit une pression de
5 gigapascals (GPa) sur Mars, contre 100 km et
3 GPa sur Terre, cette différence provenant de
celle des champs de gravité des deux planètes.
Nos calculs montrent également que la FP a
dû se produire jusqu’à la base de la croûte de
Mars, profonde d’environ 50 km.
Cependant, cette approche directe ne rend
pas compte correctement des proportions
d’autres constituants des SNC, comme
l’oxyde d’aluminium. Il est donc probable que
l’hypothèse d’un manteau primitif analogue à
celui de la Terre ne soit pas réaliste. Aussi avonsnous
abordé le problème en sens inverse, en
cherchant à déterminer la composition initiale
du manteau martien à partir des SNC.
En développant une méthode de calcul appuyée
sur le programme d’une équipe américaine,
nommé MELTS, nous avons conclu que cette
composition devait différer de celle du manteau
terrestre, notamment
quant à la teneur en
olivine (Mg2SiO4) et
en silicates de fer et
de magnésium (des
pyroxènes). Nos calculs
confirment que la FP
se déclenche à 5 GPa
et concordent avec
un modèle proposé
en 1999 par une
équipe de l’Institut de
physique du Globe de
Paris, qui suggère une
teneur globale en fer
plus élevée que sur
Terre. Ce modèle est
fondé sur les teneurs
des SNC en isotopes
de l’oxygène et sur la composition des
« chondrites à enstatite », un autre type de
météorites martiennes avec lequel le manteau
de Mars se serait en bonne partie constitué
(une hypothèse qui demeure controversée).
Le recoupement d’approches successives réduit petit à petit l’énigme du fer, mais celle-ci a encore de beaux jours devant elle !
(1) Shergottites, Nakhlites, Chassigny : noms de météorites tombées à Shergotty (Inde), Nahkla (Égypte) et Chassigny (France). On sait qu’elles proviennent de Mars, de laquelle un ou plusieurs gros impacts météoritiques les ont sans doute éjectées, parce que leurs concentrations en N2, CO2 et Ar sont identiques à celles de l’atmosphère martienne.
DOSSIER
Cailloux et planètes
Formation planétaire
Et les planètes furent
D ’où provient la disparité des astres du
Système solaire ? Alors qu’on cherche à
établir des théories toujours plus universelles,
l’observation de l’Univers ne cesse de nous
révéler une diversité inattendue. La découverte
récente d’autres systèmes planétaires a ainsi
déplacé la question un cran plus loin : pourquoi
ces systèmes sont-ils eux-mêmes différents les
uns des autres ?
Il y a toutefois peu de doute sur le « matériau »
primordial d’un système planétaire : une
nébuleuse de gaz (hydrogène et hélium)
et de poussières (silicates, glace d’eau,
molécules carbonées...) dont les abondances
sont expliquées par notre connaissance de
la production d’éléments par les étoiles. Le
Système solaire est né de l’effondrement sur luimême
d’un tel nuage en rotation sous l’effet des
forces gravitationnelles et centrifuge. Le Soleil
s’est formé en son centre, tandis que le nuage
s’est aplati en un disque perdurant entre 1 et 10
millions d’années après « l’allumage » du Soleil.
Les poussières du disque se collent les unes aux
autres via des forces électrostatiques pour former
des grains de quelques centimètres. Quant aux
corps un peu plus gros, leurs collisions sont
souvent destructives et le mécanisme de leur
croissance est mal connu. Des travaux récents
suggèrent que les grains soient capturés dans
des tourbillons gazeux, ce qui leur permettrait
d’atteindre une taille suffisante (de l’ordre du
kilomètre ; ils sont alors nommés planétésimaux)
pour que leur champ de gravité domine les
autres forces, attire les corps les plus proches et
conduise à la formation d’une planète. Plus la
masse résultante est élevée, plus la température
interne croît ; les processus de fusion font que les
éléments les plus lourds, comme le fer, tendent
à migrer vers le centre. Au delà de 10 masses
terrestres, la planète peut accréter (capturer
sous l’effet de la gravitation) du gaz rapidement
pour former une géante gazeuse.
La détection de planètes géantes orbitant
très près de leur étoile (plus proche encore
que Mercure l’est du Soleil) nous a permis de
comprendre que le disque, tant qu’il existe, peut
provoquer la migration de la planète vers l’étoile.
Il reste cependant, d’une part, à savoir par quel
mécanisme ce rapprochement peut être stoppé
et, d’autre part, à expliquer le fait que Jupiter et
Saturne sont demeurées loin du Soleil.
Ces problèmes n’ont pas encore trouvé de
solution claire, par méconnaissance de la
physique (essentiellement thermodynamique)
très complexe qui règne au sein d’un tel
disque gazeux. Des progrès devraient émerger
non seulement de l’amélioration des modèles
théoriques et des moyens de calcul numérique
mais aussi des observations de systèmes en
formation.
Il a néanmoins été montré que l’influence
gravitationnelle d’une planète géante peut
concentrer des planétésimaux dans la partie
interne du disque, favorisant alors la formation
de planètes telluriques (semblables à la Terre) sur
une durée de l’ordre de 100 millions d’années.
S’il n’y a pas eu de planète suffisamment
massive pour accréter le disque restant dans
la région interne du Système solaire, qu’est
devenu celui-ci ? En majeure partie, il aurait été
finalement absorbé par le Soleil ; l’autre partie
a sans doute subi une « photo-évaporation » :
chauffées par les rayonnements du Soleil, les
molécules légères telles que l’eau auraient été
suffisamment accélérées pour s’échapper du
Système solaire. C’est pourquoi l’eau est rare
sur les planètes telluriques.
Structure orbitale et chimique du Système solaire Julie Danet, avec l’assistance d’Aurélie Gougnard et de Gabriel Tobie