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LES TRANSFORMATIONS
Expériences de condensation et calculs
thermodynamiques
Chimie et structure des poussières conformes à la séquence de condensation
à l’équilibreCondensation de H2 et He
Condensation des derniers gaz résiduels (Ar, N2)
CH4 gazeux réagit avec la glace
et forme un hydrate solide (CH4,H2O)
NH3 gazeux réagit avec la glace
et forme un hydrate solide (NH3,H2O)
La vapeur d’eau se condense en glace
H2O se combine aux minéraux calciques (formation de
trémolite) et à l’olivine (formation de serpentine)
Na réagit avec Al2O3 et les silicates pour former des
feldspaths et d’autres minéraux alcalins
Condensation de l’enstatite MgSiO3 et oxydation du fer
pour donner de l’olivine (Fe,Mg)2SiO4
Condensation de l’alliage Fer-Nickel
Condensation des oxydes réfractaires(CaO, Al2O3, oxydes de titane, etc.)
Chimie des condensats
120 °K
Moins de 120 °K
550 à 425 °K C
hamp des glaces
175 °K
150 °K
Cham
p des silicates
1 200 à 490 °K
1 000 °K
Moins de 20°K
1 300 °K
Cham
pdu fer
1 600 °K
Température
(Rappel) Nuage présolaire = 99 % de gaz + 1 % de poussières (grains ≈ 0,1 m)
(Rappel) Formation des astéroïdes et des planètes :Accrétion homogène suivie ou non de différenciation suivie ou non de fragmentation
Modèle de formation des météorites
Différenciation :séparation des matériaux
constitutifs de la proto-Terre selon leur densité
Structure en couches
Parmi ces matériaux :alliages Fe-Ni et silicates de fer,
magnésium, calcium…
Le fer très dense migrera vers le centre pour former le noyau tandis que les silicates plus
légers resteront en périphérie et formeront le manteau.
DIFFERENCIATION NOYAU / MANTEAU
Si c’est le cas, quelles preuves avons-nous de l’existence de ce
noyau dense formé de fer?
Les données sismiques
Elles montrent qu’il existe en profondeur une interface (limite entre
2 couches), où les ondes sont réfléchies, réfractées, transformées…
Cette limite est mise en évidence par l’existence d’une zone d’ombre où l’on n’enregistre pas d’ondes P issues d’un séisme. Cette zone est située entre 105° et 142° de distance angulaire par rapport
à l’épicentre F du séisme émetteur
On calcule que cette limite appelée discontinuité de Gutenberg
se situe à 2900 km de profondeur,c’est la limite noyau-manteau
?
Les données de densité
Les roches présentes en surface ont des densités de l’ordre de 2,5 à 3,5 au maximum
Il faut donc qu’il y ait sous nos pieds une matière plus
dense que 5,5
Distance Terre-Lune + période de révolution lunaire + 3e loi de Képler :Densité moyenne de la Terre = 5,52 ( = 5520 kg/m3)
Par comparaison
avec les météorites,
il est probable que ce
soit du fer (avec un
peu de nickel)
Le champ magnétique terrestre Le noyau externe est liquide
Il est modélisé par un dipôle situé au centre de la Terre.
Pour générer ce champ, on pense qu’il y a des mouvements de convectiondans le noyau externe, milieu conducteur liquide : c’est la géodynamo.
Il est « visible » depuis l’espace.
Autre preuve de l’état liquide du noyau de fer : la propagation des
ondes S dans le globe.
Ces ondes traversent les solides mais pas les liquides, or elles sont arrêtées
à la discontinuité de Gutenberg.
Tomographie sismique : en étudiant les variations latérales de vitesse, on peut repérer dans le manteau
des zones chaudes et des zones froides
Le manteau terrestre, lui, est solideet il existe à l’intérieur du noyauune « graine » elle aussi solide.
La forme de la Terre
Diamètre terrestre aux pôles plus petit qu’à l’équateur :
la Terre est aplatie.
Pour obtenir des informations
plus complètes sur la densité en profondeur, on étudie en détail la forme de la
Terre (géodésie) et les variations
de g (gravimétrie).
Géoïde
Une dernière indication de l’existence d’un noyau dense riche en fer : les enclaves de péridotites (représentatives du
manteau supérieur) remontées par les volcans sont semblables à certaines achondrites (météorites différenciées comme le
sont aussi les sidérites et les pallasites)
Péridotite
Achondrite Pallasite Sidérite
Nature des enclaves remontées par les volcans
Pour en avoir le cœur net il faudra poser des
sismomètres pour enregistrer les
tremblements de Vénus, Mars ou
Mercure….
Et les autres planètes
Les autres planètes telluriques ont des densités et moments d’inertie qui indiquent aussi la présence d’un noyau de Fe-Ni.
Mais, sauf Mercure (pourtant supposée complètement refroidie), elles ne possèdent pas de champ magnétique puissant ! Est-ce
parce que leur rotation est trop lente (Vénus) pour engendrer des mouvements dans leur noyau liquide ou parce qu’il est solide
(Mars) ?
Les aspects chimiques, énergétiques et chronologiques
La différenciation des planètes signifie la migration du fer vers le centre Certains éléments le suivent, les sidérophiles
Les éléments sidérophiles aiment
le fer (à l’état de métal).
Ces éléments se concentrent dans le noyau terrestre et
dans les météorites de fer.
L’osmium, l’iridium et le platine sont exclusivement
sidérophiles, ils ne se lient à aucun autre
élément.
Ces éléments sont donc rares en surface, à moins de processus particuliers et exceptionnels qui les concentrent
en un point donné.
Les éléments figurés en rose sont des produits de la désintégration radioactive (de U et Th), on les trouve associés à ceux-ci, indépendamment de leur affinité géochimique.
La plupart des autres éléments de la classification sont des « lithophiles » : ils sont enrichis dans la matière rocheuse, pas seulement dans la croûte, mais surtout dans le manteau.
On voit que le fer appartient aussi à cette famille. Il existe donc aussi dans le manteau
terrestre.
Ces éléments forment des
liaisons avec l'oxygène et le
silicium à la base des silicates.
On peut calculer que le fer s’est réparti entre le noyau, où il est présent sous forme métallique, et le manteau, où il forme des minéraux silicatés et des oxydes, à raison d’environ 80% dans le noyau et 20% dans le manteau.
% Terre globale
Terre silicatée
Noyau
O 32.4 44.8 4
Fe 28.2 5.8 79
Si 17.2 21.5 7
Mg 15.9 22.8
93.7 94.9 S=2.3
Ni 1.6 0.2 4
Ca 1.6 2.3
Al 1.6 2.2
Na 0.25 0.26
Cette répartition influe sur
la chimie et la minéralogie
du manteau qui
s’expriment en proportions
de
pyroxène [(Fe,Mg)SiO3]
olivine [(Fe,Mg)2SiO4]
magnésiowüstite
[(Fe,Mg)O]
en fonction du rapport
(Fe+Mg)/Si.A son tour, la composition de ce manteau aura une influence sur la composition de la croûte qui en dérive.
Quelle(s) énergie(s) a pu permettre cela?
La migration du fer et des autres éléments sidérophiles sous-entend que la Terre était à l’état fondu du moins partiellement!
Le problème est de savoir si cette énergie a été conservée ou s’est dissipée dans l’espace lors des impacts, ce qui dépend de la taille et de la fréquence des impacts!
L’énergie d’attraction gravitationnelle des objets qui s’accrètent peut être convertie en énergie cinétique puis en énergie thermique.
On peut calculer que l’énergie accumulée
permettrait d’atteindre des températures de
4100°C pour l’accrétion d’un objet de la taille
de Mercure, de 5900°C pour Mars, de
25000°C pour Vénus et de 29000°C pour la
Terre. C’est largement supérieur à la
température de fusion du fer même sous
pression.
Le problème est alors au niveau du calendrier des évènements!
On sait que la radioactivité
(U, Th, K) représente
actuellement près de 50% de
l’énergie interne du globe. A
l’époque de la formation des
planètes, la radioactivité de
certains noyaux comme 26Al,
actuellement éteinte, a pu
fournir l’énergie nécessaire
pendant un certain temps.
L’énergie nucléaire de la radioactivité (maintenant éteinte) de certains noyaux atomiques convertie en énergie thermique, ainsi que l’énergie liée à la différenciation elle-même.
Par exemple, l’uranium 238U se désintègre en plomb, 206Pb.
L’uranium est lithophile, le plomb est sidérophile.
Il y a donc eu une séparation (fractionnement) de U vis-à-vis de Pb au moment de la différenciation noyau / manteau.
En mesurant les quantités d’isotopes du plomb 206Pb et
d’uranium 238U dans les météorites et dans les
minéraux riches en Pb, on peut estimer que le
fractionnement U/Pb s’est fait pendant les 100
premiers Millions d’années (Ma) de l’histoire de la
Terre.
La radioactivité de certains noyaux atomiques est l’outil idéal pour la mesure des temps.
Les géologues disposent de nombreux chronomètres qui fonctionnent sur des échelles de temps très différentes et sur des objets très variés.
Une autre information est donnée par la
mesure du 129Xe (gaz, atmophile) issu de la désintégration de l’129I (lithophile).
On a mesuré que le xénon contenu dans les laves (basaltes) des îles océaniques est plus
riche en isotope 129 que celui contenu dans l’atmosphère.
Cela signifie que lors de la séparation manteau/atmosphère, il existait encore de l’iode
129.
La demi-vie de cet isotope radioactif étant de 16 Ma, cela
place la différenciation de la planète moins de 100 Ma (5 à 6
fois 16 Ma) après la formation de l’iode 129, c’est-à-dire de la
condensation de la nébuleuse.
La différenciation noyau/manteau a permis de mettre en surface les silicates de fer et de magnésium.
Mais pour l’instant on a construit une planète sans air sans eau sans vie, sans ressources
énergétiques ni en matières premières!
Il faut encore obtenir en surface des couches plus légères donc aller plus loin dans la différenciation chimique.
On a encore du boulot pour rendre notre planète habitable!
Un exo ou deux ?
Taille des noyaux des planètes telluriques
1-Estimer la taille (le rayon) du noyau de la Terre sachant que le rayon terrestre est de 6378 km, la densité du fer est de 7.9 et celle des silicates de 3.2. La densité moyenne de la planète est de 5.52 et on considèrera qu’elle est parfaitement sphérique.
2- Si le résultat vous paraît aberrant, discuter les raisons possibles de cette aberration.
R1
R
On calcule la masse de deux sphères emboîtées de densité différentes 1 (noyau) et 2.(manteau).
Le volume d'une sphère étant ,
la masse de cette sphère de densité moyenne est alors ,
celle d'une sphère de rayon R1 de densité 1 est
34
3V R
34
3M R
31 1 1
4
3M R
3 3 3 31 1 1 2
4 4 4
3 3 3R R R R
La masse d'une sphère (rayon R, densité 2) dont on a évidé le centre(par une sphère de rayon R1) est
231
1 2
R R
d’où égalité des masses
En prenant 1=7,9 (noyau de fer) et 2=3,2 (manteau de silicate moyen) on obtient: R (km) g/cm3 V1/V M1/M R1/R R1 (km)
Mercure 2440 5,44 0,48 0,69 0,78 1906 Vénus 6052 5,26 0,44 0,66 0,76 4590 Terre 6378 5,52 0,49 0,70 0,79 5041 Lune 1738 3,34 0,03 0,07 0,31 539 Mars 3394 3,93 0,16 0,31 0,54 1824
3
21
21
RR
leur structure verticale,
leur épaisseur,
leur densité,
leur âge,
LA FORMATION DE LA CROUTE
Il existe deux types de croûte à la surface du globe:
l’une est parfaitement visible, c’est la croûte continentale, elle représente 30-35% de la surface terrestre;
l’autre est invisible car « cachée » sous les océans, c’est la croûte océanique, elle correspond à 65-70% de la surface.
Elles différent encore sur bien d’autres points:leur pétrographie, en nature et diversité,
leur composition chimique,
leur comportement,
leur histoire, etc…
Les observations
Age de la croûte continentale de 3,8 Ga à Actuel
Age de la croûte océanique de 200 Ma à Actuel
Sur les continents, les roches les plus anciennes constituent les cratons. Ils sont ceinturés de roches de plus en plus jeunes vers les marges continentales actives.
Sous les océans, les roches sont de plus en plus jeunes au fur et à mesure que l’on se rapproche du centre avec une symétrie par rapport à l’axe de la dorsale.
Le principal constituant de la croûte océanique est le basalte.
mais la diversité des roches y est bien plus grande que dans la croûte océanique puisqu’on y trouve des roches métamorphiques, des roches sédimentaires et des roches magmatiques (plutoniques et volcaniques).
Un des constituants de la croûte continentale est le granite,
Cette fusion n’est pas totale car le
manteau est un matériau complexe
constitué de plusieurs solides qui n’ont
pas la même température de fusion. On ne
dispose pas non plus d’énergie en excès.
La fusion est donc partielle : elle produit
du liquide mais laisse derrière une certaine
quantité de solide (résiduel, réfractaire).
Toutes ces différences sont le reflet du mode de formation de la croûte à partir du manteau. Les processus de genèse sont la fusion partielle du manteau et la cristallisation fractionnée des magmas.
La fusion partielle du manteau
Il s’agit de produire, à partir du manteau
solide, un magma liquide.
Le taux de fusion joue également un rôle dans la composition du basalte : plus le solide fond, plus la composition du liquide produit ressemble à celle du solide de départ. Actuellement ce taux est de l’ordre de 20-25%, au début de l’histoire de la planète, il était de l’ordre de 50% ou plus!
Les éléments chimiques présents dans le manteau terrestre constituent les minéraux
silicatés dont la base est le tétraèdre SiO42-. Pour incorporer les « petits ions » Fe2+ et
Mg2+, il faut peu de tétraèdres. Par contre, les ions Ca2+, Na+ et K+ ont besoin de plus de place donc de moins de pression : ils vont aller dans le liquide moins dense et participer à la composition du basalte.
Ceci explique la différence de
composition entre le manteau et le
basalte de la croûte océanique.
Pour produire du liquide, il faut traverser le solidus au delà duquel des cristaux non encore fondus coexistent avec des « gouttes » de liquides. Si on dépasse le liquidus, tout sera à l’état liquide.
Une des façons de produire du liquide est alors la diminution de pression ou décompression.
Pourquoi et où a lieu cette fusion partielle?
Il faut évacuer la chaleur interne.
Au niveau des rides océaniques.
Enregistrement du champ magnétique terrestre
Limite lithosphère - asthénosphère à
T=1200°C :
définition d’une plaque
lithosphérique
Les limites de plaques ascendantes et divergentes.
Les limites de plaques descendantes et convergentes marquées par des séismes et du volcanisme explosif.
Les 16 principales plaques et leurs limites.
Activité interne du globeOn supposera que l’énergie nécessaire à cette activité est uniquement d’origine radioactive.1-La loi décrivant la variation du nombre d’isotopes radioactifs en fonction du temps est décroissante.
d
d
NN
t d
dN
tN
ln N t cste
0tN N e
002
TNN e
ln 2
T ln 2
T
La « période » (demi-vie) T est définie comme le temps nécessaire à la désintégration de la moitié des isotopes de départ.
2-La réaction de
désintégration libère
une énergie E qui est
une fonction de l’écart
de masse et de la
vitesse de la lumière
(c=3.108 ms-1):
E=mc2
Déterminer, en Joule
l’énergie produite
par chaque réaction
de désintégration des
isotopes radioactifs
donnés dans le tableau
ci-dessous (1 uma =
1.67.10-27 kg).
Père Fils
238U 206Pb 8 4He 6 -
masse (uma) 238,0508 205,9745
nb de protons 92 82
235U 207Pb 7 4He 4 -
masse 235,0439 206,9759
nb de protons 92 82
232Th 208Pb 6 4He 4 -
masse 232,0381 207,9766
nb de protons 90 82
40K 40Ar
masse 39,9640 39,9624
nb de protons 19 18
4He - = 0e
masse 4,0026 -
nb de protons 2 -1
T238U= 4,5.109 ans N= 1021 atomes/ m3
La chaleur dégagée par les noyaux de la famille de l'uranium et du
thorium est plus importante que celle du potassium.
= 22,96 10-12 Joules
Δm(en uma) (en J) (en ev)
238U --> 206Pb 0,0555 8,34E-12 5,21E+07235U --> 207Pb 0,0488 7,48E-12 4,58E+07232Th --> 208 Pb 0,0459 6,90E-12 4,31E+0740K --> 40Ar 0,0016 2,40E-13 1,50E+06
E=m.C 2
3- Sachant que la puissance totale libérée par unité de volume (W/m3) est donnée par la relation suivante
où Q est l’énergie radioactive totale, N le nombre total d’isotopes radioactifs au m3 et T la période de
l’isotope le plus productif (238U), calculer la puissance totale émise par les isotopes radioactifs présents
dans le globe terrestre supposé homogène vis-à-vis de ces isotopes. R = 6370 km.
ln 2P Q N
T
PT 1,21 10 14W
E= 2,28 10-11 joulesN= 10 21 at/m3
T= 4,5 109 *3600*24*355 s
P = 1,12 10 -7 W/m 3
2,29
365
La comparer à la puissance reçue du Soleil, sachant que la luminosité du Soleil est
de L = 4.1026 W et que la distance Terre-Soleil est de 150 Gm.
A partir de la luminosité, on peut calculer le flux reçu sur Terre : =L/S avec S=surface de la sphère de rayon 150 Gm. Puis ce flux est réparti sur la totalité de la surface de la Terre ST, =1,4 kW/m2 d’où
PT 1,21 1014W
PS=1,8.1017 W.
Ps= x ST
Encore des calculs sur la fusion cette fois-ci!
2 5
5 0 1 6 0
8 0
1 0 0 0 2 0 0 0
Tem p éra tu re (en °C )pr
essi
on (
en k
bar)
lh erz o lite à p lag io c lase
S O L ID E(c ris tau x )
L IQ U ID E+ c r is ta u x
L IQ U ID E
prof
onde
ur (
en k
m)
2 5
Les minéraux leur f ormule leur densité g/ cm3 leur masse molaire
Olivine Si O4 Mg2 3,22
Grenat Si3 O12 Al2 Mg3 3,58
Pyroxène Si2 O6 Mg2 3,21
Spinelle Mg Al2 O4 3,55
Roche A Volume en pourcent Volume en cm3 Masse en g Nombre de moles
Olivine 70%
Grenat 10%
Pyroxène 20%
Spinelle 0%
Total
Décompression d'une péridotite à grenat et fusion partielle de la péridotite obtenue
Composition de la roche A, la péridotite à grenat, pour 1 décimètre cube de roche = 1000 cm3
Masses atomiques : O=16, Mg=24, Al=27, Si=28
Densité de la roche =
Les minéraux leur f ormule
Olivine
Grenat
Pyroxène
Spinelle
Roche A Volume en pourcent Volume en cm3 Masse en g Nombre de moles
Olivine 70% 700 2254 16,1
Grenat 10% 100 358 0,89
Pyroxène 20% 200 642 3,21
Spinelle 0% 0 0 0
Total 1000 3254
Composition de la roche A, la péridotite à grenat, pour 1 décimètre cube de roche = 1000 cm3
Densité de la roche = 3,254
La réaction
en moles en masse en moles en masse
Olivine
Grenat
Pyroxène
Spinelle
Total
Roche B obtenue Nombre de moles Masse en g Volume en cm3 % en volume
Olivine
Grenat
Pyroxène
Spinelle
Total 100
Bilan de la décompression
Composition de la roche B obtenue
Variation de volume : Variation de densité :
Transf ormation du grenat : 1 olivine + 1 grenat ---> 1 spinelle + 2 pyroxènes
Densité de la roche =
Réactants ProduitsLa réaction
en moles en masse en moles en masse
Olivine 0,89 124,6
Grenat 0,89 357,8
Pyroxène 1,78 356
Spinelle 0,89 126,4
Total 482,4 482,4
Roche B obtenue Nombre de moles Masse en g Volume en cm3 % en volume
Olivine 15,21 2129,4 661,3 65,6
Grenat 0 0 0 0
Pyroxène 4,99 998 310,9 30,8
Spinelle 0,89 126,4 35,6 3,5
Total 3253,9 1007,8 100
Densité de la roche = 3,229
Bilan de la décompression
Composition de la roche B obtenue
Variation de volume : +7,8 Variation de densité : - 0,025
La réaction
en moles en masse en volume cm3 en masse volume
Olivine
Pyroxène
Spinelle
Liquide
Total
Roche C Nombre de moles Masse en g Volume cm3 % en volume
Olivine
Pyroxène
Spinelle
Total 100
Variation de volume lors de la réaction de f usion :
Réactants Produits
Fusion de la péridotite B - obtention d'un liquide magmatique de densité 2,9
La réaction théorique : 0,3 olivine + 0,7 pyroxène + 1 spinelle ---> Liquide
Composition de la roche C résiduelle
Bilan de la f usion
Densité de la roche =
Variation de volume CB: Variation de densité :
On a produit 288,4 g de liquide à partir d’une roche qui avait une masse de 3254g soit 8,8% de fusion!
La réaction
en moles en masse
Olivine 0,267 37,4 11,6
Pyroxène 0,623 124,6 38,8
Spinelle 0,89 126,4 35,6
Liquide 288,4 99,4
Total 288,4 86
Roche C Nombre de moles Masse en g Volume cm3 % en volume
Olivine 14,94 2092 650 70,5
Pyroxène 29,5 873,4 272 29,5
Spinelle 0 0 0 0
Total 2965,4 922 100
Variation de volume lors de la réaction de f usion : +13,4 cm3
Composition de la roche C résiduelle
Bilan de la f usion
Densité de la roche = 3,126
Variation de volume CB: - 85,8 Variation de densité : - 0,013
4,37
2 5
5 0 1 6 0
8 0
1 0 0 0 2 0 0 0
Tem p éra tu re (en °C )
pres
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r)lh erz o lite à p lag io c lase
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S o l i d u s
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L IQ U ID E
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onde
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en k
m)
2 5
B
C
A
La fusion partielle du manteau à l’aplomb des rides océaniques produit directement
les basaltes de la croûte océanique.
Comment et où produit-on les granites de la croûte continentale?
Il existe une autre possibilité pour faire fondre le
manteau: c’est de lui « apporter» de l’eau, ce qui
diminue la température de son point de
« fusion »; en fait il y a décalage du solidus.
Sur son long trajet vers la surface, ce magma rencontrera des températures de plus en plus
basses, ce qui le refroidira et permettra à des cristaux de se former : c’est la cristallisation
fractionnée.
Cela se produit au niveau des
zones de subduction lorsque
la croûte hydratée par son
long séjour sous 3000 m
d’océan plonge dans le
manteau
La loi de répartition des éléments
chimiques entre le liquide qui cristallise
et les minéraux qui se forment est la
même que pour la fusion : les petits ions,
Fe, Mg vont dans les premiers minéraux,
l’olivine puis le pyroxène; les gros ions
Na, K, restent dans le liquide.
On obtient ainsi des séries de roches magmatiques variées dont la
plus différenciée est le granite.
La cristallisation fractionnée
Comme les minéraux ferromagnésiens sont plus denses, ils se séparent du liquide (ils fractionnent). La composition du liquide change au fur et à mesure du fractionnement et permet la cristallisation de minéraux de plus en plus légers.
Le processus de cristallisation fractionnée permet d’obtenir, à partir d’un magma issu de la fusion partielle du manteau, différents types de roches magmatiques.
Elles seront plutoniques si elles ne parviennent pas en surface : c’est le cas de la diorite et du granite.
Elles seront volcaniques si elles arrivent à l’air libre : c’est l’andésite et la
rhyolite.
Textures
Par ce processus de cristallisation fractionnée, on a amené en surface les éléments solides
les plus légers, on a donc augmenté le volume de roches granitiques plus légères que la
croûte océanique et le manteau.
La planète est donc bien différenciée
Un fois les continents formés, leur comportement sera différent de celui de la croûte
océanique car trop légers, ils resteront en surface. Ils seront soumis au recyclage.
On estime que la formation des continents a été rapide au début de l’histoire de la
planète, 60-70% créés avant 2,5 Ga, puis vers 1,2 Ga, le volume de croûte
continentale a atteint la valeur actuelle.
La collision
On a alors des déformations, des transformations des roches sous l’effet des
contraintes et de l’augmentation de pression et de température : c’est la tectonique et le
métamorphisme.
Ainsi se forment les reliefs.
Le mouvement des plaques en surface amène parfois deux masses continentales en collision.
EVOLUTION DE LA CROUTE CONTINENTALE
Erosion - Isostasie
Elle les érode lentement, elle rétablit un équilibre. C’est le phénomène de l’isostasie, fonction de la densité des matériaux crustaux par rapport au manteau.
Les produits de cette érosion, qu’ils soient ioniques ou détritiques constitueront les sédiments.
Mais la nature a horreur des reliefs.
Ils formeront des bassins sédimentaires.
Au fur et à mesure que le
relief est érode, la racine de la
montagne diminue
En somme, une fois créés, les continents sont « indéfiniment » recyclés, c’est…
Parallèlement fonctionne le cycle des
roches.
le cycle de Wilson
En résumé
On a de quoi marcher mais pas de quoi respirer, ni de quoi nager!
Dans l’hypothèse d’une différenciation par ségrégation, il est logique de penser que les éléments les plus légers, les plus volatils, les gaz, vont se retrouver autour
du solide.
Est-ce vraiment comme cela que ça s’est passé?
Quels sont ces gaz?
D’où viennent-ils?
Sont-ils tous restés autour de la planète?
LA FORMATION DES ENVELOPPES FLUIDES
Cas de l’atmosphère
Actuellement les
compositions des
atmosphères des
planètes telluriques
sont les suivantes…
…alors que les gaz
abondants dans
l’univers sont H2, He,
H2O, CH4, CO, NH3 Les atmosphères de ces planètes, et de la Terre en
particulier, ne sont donc pas primitives mais ont subi
des transformations ultérieures à leur formation initiale.
Peut-on connaître cette composition « initiale »?
préfèrent les phases fluides
Les isotopes des gaz rares, Ne, Ar, Xe
montrent que le dégazage du manteau a
été brutal et précoce : 80% de
l'atmosphère formés dans les 100
premiers Ma d'existence de la Terre, les
20% restants accumulés plus lentement.
L'atmosphère serait alors d'origine interne et
résulterait du dégazage du manteau.
Pour certains auteurs, la suite de la
différenciation de la Terre a permis,
grâce au volcanisme, le transfert de
l'eau et des autres volatils (gaz
carbonique, azote, gaz rares...) vers
l'extérieur de la planète.
Les isotopes de l’hydrogène (D/H) montrent en effet qu’une participation des
chondrites carbonées, et peut-être des comètes au cours d’une phase d’apport tardif
(« late veneer »), est nécessaire pour obtenir les caractéristiques isotopiques de la
vapeur d’eau terrestre… mais seulement de l’ordre de 10%!
Mais d'autres auteurs proposent des modèles où l'origine de l'atmosphère est liée à l'arrivée, dans les derniers stades de l'accrétion de la Terre, de matériel météoritique ou cométaire riche en éléments volatiles.
L’atmosphère serait alors tardive, et d’origine extra-
terrestre.
En résumé, l’atmosphère terrestre est certainement
issue de plusieurs sources de volatils.
Quelle que soit l’hypothèse, l’atmosphère primitive ne contenait pas de dioxygène(O2):
c’est le développement de la vie qui a permis son apparition et son accumulation. Par
suite, l’ozone (O3) s’est formée et a protégé la surface terrestre des rayons ultra-violets
nocifs du soleil.
Sa formation a certainement fait appel à plusieurs processus physiques comme celui de la rétention.
Certains gaz, comme H2, sont trop légers pour être retenus à la surface d’une planète de la taille de la Terre, indépendamment de leur origine.
Les gaz ont un vitesse d’agitation thermique dépendante de la température. Si celle-ci est supérieure à la vitesse de libération, la molécule s’échappe vers l’espace. C’est le cas de
H2 et He pour la Terre, de H2O pour Vénus et Mars.
Si l’on veut les en faire partir il faut leur donner une vitesse de départ appelée vitesse de libération, de l’ordre de 11 km/s pour la Terre.
Les corps sont retenus à la surface par la force d’attraction gravitationnelle dépendant de la masse de la Terre.
Cas de l’océan
Finalement, l’atmosphère primaire est stabilisée vers 4,3 Ga,
L’eau est abondante dans l’Univers, ce n’est donc pas sa présence qui importe mais son état à la surface d’une planète!
Cette forme dépend des conditions de pression et de température qui règnent en surface, c’est le diagramme de phase qui décrit les états de l’eau.
La position de la Terre (de Vénus et de Mars) par rapport au Soleil définit sa température de surface donc les possibilités d’avoir de l’eau liquide. A condition que la pression soit « adaptée ».
On a vu précédemment que c’est la masse de la Terre qui permet la rétention de la vapeur d’eau.
L’atmosphère terrestre devait donc contenir une certaine quantité de gaz à effet de serre pour permettre à l’eau d’exister sous la forme liquide.
Quels étaient ces gaz? NH3 et CH4, réducteurs mais favorables à l’apparition de la vie ou CO2, oxydant et moins favorable?
Sur Vénus, l’effet de serre a été tel que les quelques molécules d’H2O retenues sont restées sous forme gazeuse.
Sur Mars, la vapeur d’eau s’est tout de suite solidifiée.
L’évolution de la pression atmosphérique terrestre a été telle que, un peu avant d’atteindre la valeur de 1 atm, la température a augmenté, par effet de serre, permettant à l’eau de passer de l’état vapeur à l’état liquide.
La vapeur d’eau, condensée, est tombée en pluie,
a formé les océans,
a poursuivi son action d’altération des roches de surface,
a permis la constitution des premiers sédiments,
a pénétré dans le manteau lors des premières « subductions »,
a modifié la viscosité du manteau,
a permis la première tectonique des plaques,
a permis la fabrication des premiers continents :
No water, no granite – No ocean, no continent
?
Quelle est l’épaisseur d’une croûte en domaine de chaîne de montagne?
Combien de matériaux sont enlevés aux reliefs par l’érosion?
On considère une croûte de masse volumique de et d’épaisseur variable, reposant sur un milieu de masse volumique da. L’épaisseur moyenne de cette croûte est H.
On prendra une surface de compensation située à la distance L de la surface de séparation des deux milieux de et da.
H de
daL
h
R
Montagne
Surface de compensation
Géoïde
1 2Voyons quelles seront les
déformations de la surface
de séparation des deux
milieux si on se trouve au-
dessus d’une montagne de
hauteur h.
Etablir, en écrivant l’égalité des poids des colonnes 1 et 2 de même section au niveau de la surface de compensation, la relation entre h et R
Colonne 1: H de g + L da g
Colonne 2: (H + h + R) de g + (L - R) da g
Application numérique:
Évaluez les ampleurs relatives de ces déformations avec de = 2 500 kg/m3 et da = 3 300 kg/m3.
Calculer l‘épaisseur de la croûte continentale en Himalaya d‘altitude 8800 m; on prendra une épaisseur de croute moyenne de 35 km
Pour l’équilibre, la racine légère R sera égale à 3,12 fois la hauteur de la montagne. La croûte de l’Himalaya a donc une épaisseur de 71 km (8,8+35+3,12x8,8)
Equilibre isostatique
=> Colonne 2 = Colonne 1
H de g + L da g = (H + h + R) de g + (L - R) da g
0 = h de + R de - R da
deda
dehR
calcul d’érosion : En reprenant les données de la question précédente(de=2500 kg/m3 et da=3300kg/m3), considérons la “colonne montagne”. (R = 3,12 h). En supposant que la variation d’altitude de la montagne est de 1000 m et en admettant la compensation isostatique, quelle sera l’épaisseur de terrain effectivement enlevée par l’érosion ?
Au fur et à mesure que les sommets s’érodent, la masse disparue doit être compensée en profondeur par une masse de roches de densité élevée, ce qui provoque une remontée des masses légères et entretient l’érosion jusqu’à l’équilibre isostatique.Les matériaux de l’érosion vont combler le déficit des bassins océaniques formant les sédiments qui remplacent l’eau de densité moins élevée.
R= h de/(da-de) = 3,12 h
Nouvelle altitude h’=h-e => nouvelle racine R’ = 3,12 h’ soit 3,12 (h-e)
L’épaisseur locale de la croûte était H+h +3,12 h, elle devient H + (h-e) + (3,12 h-3,12 e)
Donc l’érosion sera de 4,12 e. L’altitude diminuant de 1000 m, l’érosion devra enlever 4120 m.
Si selon le modèle d’Airy développé en cours, R=3,12h alors pour une montagne de 8000 m, il existe une racine de 24960 m, pour une montagne de 7000 m la racine est de 21840m. Cela représente une différence de 3120 m au niveau de la racine et un total de terrains enlevés par érosion de 4120 m (3120+1000).
Pour mieux comprendre les mécanismes de fusion ou de cristallisation on utilise des systèmes simplifiés où les roches ou les magmas ne sont constitués que par deux (binaires) ou trois (ternaires) minéraux : ce sont les diagrammes binaires ou ternaires
On peut connaître, pour un liquide de composition donnée, les proportions de
chaque minéral qui cristallise.
Comment ça marche ?
Dans la partie supérieure, au dessus des liquidus, tout est liquide.
Dans la partie inférieure, sous le solidus tout est
solide.
La base est graduée, de telle sorte qu’à chaque extrémité, on place 100% d’une des phases présentes dans le mélange binaire.
100% B, 0% A100% A, 0% B
40% de A, 60% de B
Entre le liquidus et le solidus on a à
la fois du liquide et des cristaux, soit
de B, soit de A
Voyons plus en détail ce qui se passe ici.
Déterminer la composition de E.
Lorsqu’il atteint la
température T1(<T0),
au point , les
premiers cristaux de
A se forment.
pourcentage de solide en T2
%solide = (distance xy/distance yz)*100
pourcentage de liquide en T2
%liquide = 100 - %solide
Le liquide L est composé de 10% de B et 90% de A, à la température T0.
Au fur et à mesure que
des cristaux de A se
forment, le liquide va
changer de
composition, s’enrichir
en composant B le long
du liquidus, jusqu’au
point E.
On peut calculer,
par exemple à la
température T2, le
pourcentage de
cristaux formés et
de liquide restant.
CA
Cg
CL
Si f est le taux de liquide, et x le taux de cristaux A, alors:
f + x =1
Cg = f CL + (1- f) CA
Cg= f CL + CA – f CA
CA – Cg = f (CA – CL)
f = (CA- Cg)/(CA- CL)
RT
f = R / T
C’est la règle des leviers
De même on a:
x = S / T
S
D’autre part on a:
Cg = f CL + x CA
Sur ce diagramme anorthite – clinopyroxène, déterminer la composition du liquide L et décrire son évolution.
Déterminer les pourcentages de cristaux et de liquide à 1350°C ainsi que le pourcentage de cristaux en E.
Composition de L : 70% An, 30% Cpx
Composition de E :
41,5% An, 58,5% Cpx
Le liquide refroidit jusqu’à 1435°C,
température à laquelle les premiers
cristaux d’anorthite se forment. Le
liquide refroidira le long du liquidus
jusqu’à E où les premiers cristaux de
Cpx se formeront. Le liquide restant
cristallisera à la température de
1275°C avec la composition de E.
A 1350°C, liquide en z, solide en y
% Solide : distance xz/distance yz = %An = 33%, donc 67% liquide.
En E, il s’est formé 48% de cristaux (CE/BE), il reste 52% de liquide qui cristallisent avec la composition de E,
ce qui donne 21,6% An (0,52*0,415) et 30,4% Cpx (0,52*0,585).
On retrouve la composition de L, on ajoute les 48% An formés entre 1435 et 1275°C.
On peut connaître la pression en fonction de l’altitude pour différentes compositions d’atmosphère : c’est la loi barométrique qui décrit un modèle simple d’atmosphère plane, de faible épaisseur par rapport au rayon de la planète et de température uniforme: pour une mole de gaz:
zRT
mg
eP
P
0
On pose H=RT/mg et on appelle H l’échelle de hauteur : à la hauteur H la pression n’est plus que 2,7 fois la pression au sol.
1-Calculer l’échelle de hauteur pour la planète Terre à
une température de 15°C pour une atmosphère constituée
d’hydrogène (H=1), d’azote (N=14), d’oxygène (O=16),
de CO2 (C=12) et d’air (78% d’azote et 22% d’oxygène).
On donne R=8,31 JK-1mole-1 et g=9,8 ms-2
2-Faire les mêmes calculs pour Vénus à 750K après avoir calculé la valeur de la gravité vénusienne. On donne Rv=6052 km, v=5260 et G=6,67.10-11Nm2kg-2.
zRT
mg
eP
P
0
1-Calculer l’échelle de hauteur pour la planète Terre à
une température de 15°C pour une atmosphère constituée
d’hydrogène (H=1), d’azote (N=14), d’oxygène (O=16),
de CO2 (C=12) et d’air (78% d’azote et 22% d’oxygène).
On donne R=8,31 JK-1mole-1 et g=9,8 ms-2
On pose H=RT/mg
Energie cinétique : Ec=1/2 mv2
Energie potentielle : Ep=mgz=mgR=mMG/R car g=MG/R2
En écrivant l’égalité de l’énergie cinétique et de l’énergie potentielle de la pesanteur d’une molécule de gaz de masse m, déterminer la vitesse de libération de la Terre (=5,52 et R=6370 km)pour l’hydrogène (H=1) et l’oxygène (O=16). On donne G=6,67.10-11SI. Calculer cette vitesse pour la Lune (=3,34 R=1738 km).
Sachant que la vitesse moyenne d’agitation thermique des molécules gazeuses dépend de la température selon la formule
m
kTv
2 avec k=constance de Boltzmann = 1,38.10-23
Déterminer au sol puis à T=1000K les vitesses d’agitation des molécules d’hydrogène et d’oxygène.
R
GMv
2 d’où soit vT=11,2 km/s vL=0,04 km/s
Comme il s’agit de vitesses moyennes, cela signifie qu’il y a des molécules qui vont pus vite, celles-ci s’échappent ce qui a pour conséquence de refroidir le milieu. Mais le rayonnement solaire le réchauffe, ce qui accéléra certaines molécules qui s’échapperont et ainsi de suite…
VH2 = 1,55 km/s et VO2= 0,38 km/s VH2=2,88 km/s et VO2=0,72 km/s
