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Histoire de la Terre et de la vie – Actualités géologiques

Planétologie

Incursion dans les profondeurs des planètes rocheuses

Le bassin Caloris de Mercure, rempli de laves apparaissant en orange sur cette image. Credit: NASA/Johns Hopkins University Applied Physics Laboratory/Carnegie Institution of Washington.

Par définition, une planète tellurique, c’est-à-dire semblable à la Terre, est principalement composée de roches et de métaux. Mercure, Vénus et Mars sont de ce type. C’est également le cas de l’astéroïde Vesta, qui est très bien connu car il a été étudié par la sonde Dawn à partir de juillet 2011. Ce corps d’environ 530 km de diamètre, légèrement aplati, pourrait être considéré comme une planète naine. En plus, on peut étudier sur Terre des roches de Vesta qui ont été expulsées par des collisions. Elles constituent les météorites HED : howardites, eucrites et diogénites. Ce sont des roches magmatiques ressemblant aux roches terrestres.

Mais qu’est-ce au juste qu’une roche ? C’est un assemblage de minéraux ayant une composition chimique homogène. Une très grande majorité de ces minéraux sont des silicates (des oxydes de silicium). Les carbonates (des oxydes de carbone) sont fréquents à la surface de la Terre, où l’on trouve aussi de faibles quantités de sulfates et de phosphates. Toutes ces groupements d’atomes sont des anions qui s’associent avec des cations, le plus souvent du magnésium, du fer, de l’aluminium, du calcium, du sodium ou du potassium. Ainsi, les roches du manteau supérieur de la Terre (qui est solide et non pas magmatique !), les péridotites, comportent deux types de minéraux : l’olivine (Mg,Fe)₂SiO₄ ou péridot, un silicate de magnésium et de fer le plus souvent vert olive, et les pyroxènes, des silicates contenant moins d’oxygène que l’olivine. L’enstatite Mg₂(SiO₃)₂ est un exemple de pyroxène. C’est un silicate de magnésium.

Diogénite de Tatahouine. @ Meteorite Recon, 2007 / Wikimedia Commons / CC BY-SA 3.0.

Les diogénites sont constituées de fragments de pyroxénites, roches très riches en pyroxènes, et de harzburgite, une variété de péridotite, qui ont été extraits du manteau par les bombardements de météorites. De telles roches, également fréquentes sur la Lune, sont appelées des brèches polymictes. Quant aux eucrites, ce sont des fragments d’une croûte basaltique.

Moins d’oxygène à proximité du Soleil

Quand on parle de l’oxygène, on pense surtout au gaz que nous respirons, mais c’est un composant majeur des roches avec le silicium, le magnésium et le fer. Il est omniprésent dans la croûte et le manteau des planètes rocheuses, beaucoup moins dans le noyau, composé essentiellement de fer et de nickel. Les astronomes ont déterminé qu’en périphérie du disque protoplanétaire, les conditions étaient oxydantes. À proximité du Soleil, les conditions étaient au contraire réductrices. Cela se mesure dans les chondrites, qui ont été les « briques » des planètes. Les chondrites carbonées, les plus éloignées du Soleil, sont riches en oxygène. Les chondrites ordinaires, plus proches, en contiennent moins. La Terre, Vénus et Mercure semblent être constituées de météorites semblables aux chondrites à enstatite, pauvres en oxygène. Cependant, Vénus et la Terre ont reçu après leur naissance du matériel plus oxydé que Mercure.

Cette raréfaction de l’oxygène à proximité du Soleil se voit à l’intérieur des planètes. Plus elles sont éloignées du Soleil, plus la masse relative de leur noyau, composé de fer métallique, diminue, et plus leur pourcentage de fer oxydé, contenu dans leur manteau, augmente. Ainsi, le noyau de Mercure représente 67 % de la masse de la planète et l’oxyde de fer FeO du manteau n’en représente que 0,5 %. En revanche, le noyau constitue 18 % de la masse de Vesta et l’oxyde de fer FeO du manteau en constitue 24 %. Cet astéroïde est le plus éloigné des corps présentés dans cet article puisque le demi-grand axe de son orbite est de 2,36 unités astronomiques (contre 1,52 pour Mars) : il est 2,36 fois plus éloigné du Soleil que la Terre.

Profils comparés

Une équipe norvégienne conduite par Reidar G. Trønnes de l’université d’Oslo vient de présenter dans la revue Tectonophysics une nouvelle estimation de la composition des noyaux et des manteaux des planètes telluriques, ainsi que des scénarios de leur différenciation entre noyau et manteau. Elle comprend Marzena Anna Baron de l’Institut de Minéralogie et de Physique des Milieux Condensés de la Sorbonne. Toutes les techniques de la planétologie ont été utilisées. On explore l’intérieur de la Terre grâce à la sismologie. La tomographie sismique permet d’obtenir une image en trois dimensions du manteau terrestre, en faisant apparaître les zones où la vitesse des ondes varie. En soumettant des minéraux à de très hautes pressions en laboratoire, on sait comment ils se comportent dans les profondeurs du manteau. Au sujet des autres planètes, l’étude leurs champs gravitationnel et magnétique fournit des informations sur leur structure interne.

Structures comparées des planètes telluriques d’après R. G. Trønnes et al., 2019.

La figure ci-dessus représente les quatre planètes internes, la Lune et Vesta. Les noyaux sont en orange avec leurs volumes et leurs masses relatifs. On voit tout de suite l’anomalie de Mercure, avec un volume de 67 %. Les pressions sont indiquées en gigapascal GPa. La Terre étant la planète la plus massive, c’est en son centre que la pression est la plus élevée, avec 364 GPa. Au centre de la Lune, la pression (cp) n’est que de 6 GPa.

Le manteau terrestre en divisé en manteau supérieur, zone de transition et manteau inférieur. Ces discontinuités sont expliquées par des transformations minéralogiques. À 410 km de profondeur, où la pression est de 14 GPa, la structure de l’olivine se modifie pour devenir plus compacte : elle devient de la wadsleyite. C’est le début de la zone de transition. À 520 km de profondeur, celle-ci devient de la ringwoodite, puis à 660 km de profondeur et à 1 600 °C, la ringwoodite se dissocie en bridgmanite (Mg,Fe)SiO₃ et en ferropériclase (Mg,Fe)O. La bridgmanite doit être le minéral le plus abondant de la Terre. Cependant, elle est enfouie dans le manteau inférieur à des pressions dépassant les 23 GPa. Les mêmes réactions dans le manteau de Vénus, à des pressions égales mais à des profondeurs un peu supérieures puisque cette planète est légèrement moins massive que la Terre. La zone de transition doit être comprise entre 440 et 740 km de profondeur.

Voir La structure de la Terre

Dans les autres planètes, la pression dans le manteau n’atteint pas 23 GPa. Elle n’est que de 20 GPa à l’interface noyau-manteau (core-mantle boundary CMB) de Mars. Cette planète n’a donc pas de manteau inférieur et pas de bridgmanite. La zone de transition, avec les formes de hautes pressions de l’olivine, est en contact direct avec le noyau. Dans le manteau de la Lune, il n’y a même pas de zone de transition.

La courbe présente la masse de FeO du manteau comme une fonction décroissante de la masse relative du noyau. La Lune est anormale : c’est un astre essentiellement mantellique, dont le noyau ne représente que 1 % du volume et 2 % de la masse. Sa naissance est expliquée par la collision d’un astre de la taille de Mars, appelé Théia, avec la Terre. La faible pression à la base du manteau, de 4,8 Ga, ne permet pas la transformation de l’olivine en wadsleyite.

D’anciens océans de magma

La composition du manteau est habituellement exprimée en oxydes. Ainsi, le manteau primitif de la Terre comporte 45 % dioxyde de silicium (ou silice) SiO₂, 37,8 % d’oxyde de magnésium MgO et 8,05 % d’oxyde de fer FeO. Le manteau de Mars contient moins de magnésium mais plus de fer (17,9 % de FeO), qui n’est pas étranger à la couleur rouge de cette planète. Il faut également noter la teneur en oxyde d’aluminium Al₂O₃, qui est de 4,45 % pour Vénus et la Terre et qui tombe, à 3,02 % pour Mars. Ce minéral existe dans la nature : c’est du corindon. Le rubis et le saphir en sont des variétés. Si l’on ajoute le calcium, on a les principaux éléments des manteaux.

L’aluminium ne possède quasiment qu’un seul isotope stable : l’aluminium 27. À la naissance du Système solaire, il en existait un radioactif, l’aluminium 26, dont la demi-vie est de 717 000 ans. Sa transformation par radioactivité bêta en magnésium 26 a dû produire une chaleur importante durant les premiers millions d’années et contribuer à la formation d’océans de magma. Toutes les planètes telluriques en ont eu.

Le cas particulier de Mercure

Mercure vue par la sonde MESSENGER.

La sonde MESSENGER, qui a observé Mercure de mars 2011 à avril 2015, a mis en évidence un taux élevé de soufre dans la croûte. Le manteau en contient probablement 10 %. Dans cette planète très réduite, l’oxygène est partiellement remplacé par le soufre. Des minéraux sulfurés y existent sûrement, comme le sulfure de calcium (ou oldhamite) CaS, qui se présente en cristaux cubiques blancs semblables au sel de table, et la niningerite (Mg,Fe,Mn)S. Ils sont rares sur Terre mais courants dans les chondrites à enstatite.

Le manteau de Mercure, ayant un taux élevé de silice, avec 57,7 %, ne contient sans doute pas d’olivine mais beaucoup de quartz (de la silice cristallisée) ainsi que de coesite, qui est sa forme de haute pression. Il doit y avoir des pyroxènes dont de l’enstatite, et plus ou moins de feldspath plagioclase (alumino-silicate de calcium et de sodium), de spinelle MgAl₂O₄ et de grenat selon la profondeur. Ces roches ne sont donc pas des péridotites et comme elles ne comportent pas d’olivine, il ne pourrait pas exister de zone de transition, même si la pression le permettait. Les granites, par comparaison, ont plus de 62 % de silice et possède donc des cristaux de quartz, ainsi des feldspaths alcalins (avec du potassium et du sodium) et des micas.

Quand ce manteau était liquide, une couche de sulfure de soufre FeS a dû apparaître à la limite avec le noyau. Les deux liquides étaient immiscibles et ne pouvaient pas se mélanger au métal du noyau. Celui-ci est particulièrement riche en silicium, avec 15 % contre 3,6 % pour la Terre. Une autre particularité de Mercure est que le graphite est le seul matériau qui a pu flotter sur l’océan de magma. Celui-ci s’est donc sans doute recouvert d’une croûte primaire de carbone, qui explique la présence actuelle de zones sombres. Quand l’océan de magma s’est solidifié, du volcanisme a persisté et la planète s’est dotée d’une croûte secondaire formée de coulées de lave dans lesquelles les caractéristiques du manteau peuvent être lues. Le labourage de la surface par des impacts de météorites a faire réapparaître la croûte primaire sous forme de grains de graphite.

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R. G. Trønnes et al., Core formation, mantle differentiation and core-mantle interaction within Earth and the terrestrial planets, Tectonophysics 760, 165-198, 5 June 2019.

https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0040195118303494

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