LES TRANSFORMATIONS

1. LES TRANSFORMATIONS

2. (Rappel) Nuage présolaire = 99 % de gaz + 1 % de poussières (grains ≈ 0,1 mm) Température Chimie des condensats 1 600 °K  Condensation des oxydes réfractaires(CaO, Al2O3, oxydes de titane, etc.)  Champdu fer 1 300 °K Condensation de l’alliage Fer-Nickel  1 200 à 490 °K Condensation de l’enstatite MgSiO3 et oxydation du fer pour donner de l’olivine (Fe,Mg)2SiO4 Champ des silicates 1 000 °K Na réagit avec Al2O3 et les silicates pour former des feldspaths et d’autres minéraux alcalins  550 à 425 °K H2O se combine aux minérauxcalciques (formation de trémolite) et à l’olivine (formation de serpentine)  Expériences de condensation et calculs thermodynamiques  Chimie et structure des poussières conformes à la séquence de condensationà l’équilibre 175 °K La vapeur d’eau se condense en glace Champ des glaces 150 °K NH3 gazeux réagit avec la glaceet forme un hydrate solide (NH3,H2O)  120 °K CH4 gazeux réagit avec la glaceet forme un hydrate solide (CH4,H2O)  Moins de 120 °K Condensation des derniers gaz résiduels (Ar, N2) Moins de 20°K Condensation de H2 et He

3. (Rappel) Formation des astéroïdes et des planètes :Accrétion homogène suivie ou non de différenciation suivie ou non de fragmentation Modèle de formation des météorites

4. Différenciation :séparation des matériaux constitutifs de la proto-Terre selon leur densité Structure en couches 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 Parmi ces matériaux :alliages Fe-Ni et silicates de fer, magnésium, calcium… Si c’est le cas, quelles preuves avons-nous de l’existence de cenoyau denseformé de fer?

5. 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 Elles montrent qu’il existe en profondeur une interface (limite entre 2 couches), où les ondes sont réfléchies, réfractées, transformées… ? On calcule que cette limite appelée discontinuité de Gutenbergse situe à 2900 km de profondeur,c’est la limite noyau-manteau Les données sismiques

6. 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) 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

7. Il est « visible » depuis l’espace. 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. Le champ magnétique terrestre Le noyau externe est liquide

8. 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. Le manteau terrestre, lui, est solideet il existe à l’intérieur du noyauune « graine » elle aussi solide. Tomographie sismique : en étudiant les variations latérales de vitesse, on peut repérer dans le manteaudes zones chaudes et des zones froides

9. 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  La forme de la Terre Diamètre terrestre aux pôles plus petit qu’à l’équateur :la Terre est aplatie.

10. Péridotite Sidérite Pallasite Achondrite Nature des enclaves remontées par les volcans 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)

11. 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) ? Et les autres planètes Pour en avoir le cœur net il faudra poser des sismomètres pour enregistrer les tremblements de Vénus, Mars ou Mercure….

12. 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. Les aspects chimiques, énergétiques et chronologiques La différenciation des planètes signifie la migration du fer vers le centre Certains éléments le suivent, les sidérophiles Ces éléments sont donc rares en surface, à moins de processus particuliers et exceptionnels qui les concentrent en un point donné.

13. Ces éléments forment des liaisons avec l'oxygène et le silicium à la base des silicates. 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. On voit que le fer appartient aussi à cette famille. Il existe donc aussi dans le manteau terrestre. 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.

14. 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. 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.

15. L’énergie d’attraction gravitationnelle des objets qui s’accrètent peut être convertie en énergie cinétique puis en énergie thermique. La migration du fer et des autres éléments sidérophiles sous-entend que la Terre était à l’état fondu du moins partiellement! Quelle(s) énergie(s) a pu permettre cela? 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 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!

16. 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. 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. Le problème est alors au niveau du calendrier des évènements!

17. 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. 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.

18. 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.

19. Mais pour l’instant on a construit une planète sans air sans eau sans vie, sans ressources énergétiques ni en matières premières! On a encore du boulot pour rendre notre planète habitable! La différenciation noyau/manteau a permis de mettre en surface les silicates de fer et de magnésium. Il faut encore obtenir en surface des couches plus légères donc aller plus loin dans la différenciation chimique.

20. Un exo ou deux ?

21. 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.

22. La masse d'une sphère (rayon R, densité r2) dont on a évidé le centre(par une sphère de rayon R1) est On calcule la masse de deux sphères emboîtées de densité différentes r1 (noyau) et r2.(manteau). Le volume d'une sphère étant , la masse de cette sphère de densité moyenne r est alors , celle d'une sphère de rayon R1 de densité r1 est d’où égalité des masses

24. 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. leur pétrographie, en nature et diversité, leur composition chimique, leur comportement, leur histoire, etc… leur structure verticale, leur épaisseur, leur densité, leur âge, LA FORMATION DE LA CROUTE Les observations Elles différent encore sur bien d’autres points:

25. Age de la croûte continentale de 3,8 Ga à Actuel Age de la croûte océanique de 200 Ma à Actuel

26. 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.

27. Le principal constituant de la croûte océanique est le basalte.

28. Un des constituants de la croûte continentale est le granite, 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).

29. 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. 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).

30. 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. 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!

31. Une des façons de produire du liquide est alors la diminution de pression ou décompression. 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.

32. Pourquoi et où a lieu cette fusion partielle? Il faut évacuer la chaleur interne.

33. Enregistrement du champ magnétique terrestre Au niveau des rides océaniques. Limite lithosphère - asthénosphère à T=1200°C : définition d’une plaque lithosphérique

34. Les limites de plaques descendantes et convergentes marquées par des séismes et du volcanisme explosif. Les limites de plaques ascendantes et divergentes.

35. Les 16 principales plaques et leurs limites.

36. Activité interne du globe On 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. La « période » (demi-vie) T est définie comme le temps nécessaire à la désintégration de la moitié des isotopes de départ.

37. 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=Dmc2 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).

38. 2 Δm E=m.C (en uma) (en J) (en ev) 238 206 U --> Pb 0,0555 8,34E-12 5,21E+07 235 207 U --> Pb 0,0488 7,48E-12 4,58E+07 232 208 Th --> Pb 0,0459 6,90E-12 4,31E+07 40 40 K --> Ar 0,0016 2,40E-13 1,50E+06 S= 22,96 10-12 Joules La chaleur dégagée par les noyaux de la famille de l'uranium et du thorium est plus importante que celle du potassium.

39. 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. -7 3 1,12 10 W/m P = 2,29 14 365 1,21 10 P W T

40. 14 1,21 10 P W T 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 : F=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, F=1,4 kW/m2 d’où Ps= F x ST PS=1,8.1017 W.

41. Encore des calculs sur la fusion cette fois-ci!

46. On a produit 288,4 g de liquide à partir d’une roche qui avait une masse de 3254g soit 8,8% de fusion!

47. 4,37

48. C B A

49. 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?

50. 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 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.