Processus planétaires

1. Concepts	2. Origine du système solaire	3. Processus planétaires	4. Processus terrestres	5. Météorites
6. Notre Lune	7. Télédétection	8. Mercure	9. Mars	10. Vénus, notre jumelle
11. Jupiter & Lunes joviennes	12. Saturne, anneaux & Lunes	13. Uranus	14. Neptune	15. Pluton, Charon & Comètes

IMPACTS

Les événements d’impact, comme ceux qui ont formé le cratère Meteor il y a environ 50 000 ans en Arizona et la structure d’impact de Manicouagan il y a environ 210 millions d’années au Québec, représentent le processus dominant d’accrétion (croissance) planétaire et de restructuration de la surface. Les planètes dont la surface n’a pas subi de remaniement tectonique, d’altération ou d’érosion significatifs ont des surfaces anciennes qui reflètent de nombreux impacts au cours des premiers stades de leur croissance. Bien que le taux d’impact ait diminué au cours des 4,5 milliards d’années passées, ces événements se produisent encore périodiquement, parfois avec une énergie suffisante pour provoquer une destruction massive. Nous couvrirons davantage ce sujet lorsque nous discuterons de la géologie lunaire et des extinctions de masse sur la Terre.

Cratère Manicouagan

Cratère Météorologique

Chaînes de cratères d’impact sur Callisto :

Gipul Catena est la plus longue des quelque 12 chaînes de ce type sur Callisto, l’un des 4 satellites de la taille d’une planète de Jupiter. Elle mesure 620 kilomètres de long et est la plus grande. Visitez la page Callisto de la NASA pour plus d’informations

Visitez le diaporama des cratères d’impact terrestres

Compilé par Christian Koeberl et Virgil L. Sharpton

http://www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/craters/

Autres sites à visiter :

http://seds.lpl.arizona.edu/nineplanets/nineplanets/callisto.html

http://photojournal.jpl.nasa.gov/catalog/PIA03379

http://www.lpl.arizona.edu/SIC/impact_cratering/intro/

http://observe.arc.nasa.gov/nasa/exhibits/craters/impact_home.html

Collision Shoemaker-Levy avec Jupiter : http://www.jpl.nasa.gov/sl9/sl9.html

Objets géocroiseurs (ressources à la bibliothèque du siège de la NASA) : http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Astéroïdes, comètes, météores et objets géocroiseurs

: http://impact.arc.nasa.gov/index.html

Eugene et Carolyn Shoemaker ont écrit le chapitre 6 de notre manuel. En tant qu’équipe, ces auteurs ont immensément contribué à notre connaissance des impacts et des perspectives de collisions dévastatrices dans le futur. La comète Shoemaker-Levy qui a heurté Jupiter en 1996 a été découverte par les Shoemaker et leur collègue David Levy. (Tragiquement, Gene Shoemaker a été tué et Carolyn Shoemaker a été blessée dans une collision automobile alors qu’ils travaillaient sur des structures d’impact en Australie pendant l’été 1997).

DIFFERENTIATION PLANETAIRE

En termes d’évolution planétaire et de processus géologiques, la différenciation signifie rendre hétérogène un corps homogène. Cela traduit souvent des changements dans les proportions relatives des constituants chimiques et minéralogiques d’un endroit à l’autre. La différenciation planétaire désigne donc les processus qui font qu’un corps accrété essentiellement homogène, constitué de matière solaire primordiale, se sépare en couches ayant des propriétés chimiques et/ou physiques différentes. Si un corps planétaire est suffisamment grand, il développera un noyau, un manteau et une croûte, chacun d’entre eux pouvant être subdivisé. Chaque couche de la Terre a son propre ensemble de subdivisions, par exemple : croûte supérieure, moyenne et inférieure.

• Différenciation planétaire, Fenêtres sur l’univers par l’U. du Michigan : http://www.windows.ucar.edu/
• Processus géophysiques dans la différenciation planétaire : http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Page du réseau Terre et Espace sur la formation planétaire : http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Astronomie absolue : http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Réponses — Wikipedia : http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

NOTE : La lithosphère terrestre est constituée de l’ensemble de la couche crustale plus la partie supérieure du manteau. Le manteau situé immédiatement sous la lithosphère est le manteau asthénosphérique, qui est chimiquement et minéralogiquement similaire au manteau lithosphérique, mais qui est partiellement fondu pour fournir une couche plastique sur laquelle les plaques lithosphériques se déplacent. La transition lithosphère-asthénosphère est une conséquence de processus au-delà de ceux qui ont provoqué la différenciation en couches. Voir le module 4 Terre.

La différenciation planétaire est principalement liée à la chaleur, c’est-à-dire qu’elle est la manifestation d’un réchauffement interne, d’une fusion et d’une ségrégation des composants. Les composants les plus denses descendent vers le centre pour former le noyau riche en Fe-métal tandis que les matériaux moins denses remontent pour former la croûte silicatée. La pression et la température augmentent avec la profondeur dans un corps planétaire, de sorte que les minéraux qui sont stables à une certaine profondeur pourraient ne pas l’être à une autre profondeur.

Les planètes commencent à se réchauffer dans leurs premiers stades d’évolution et le bilan énergétique de la planète implique plusieurs processus :

Impact Le chauffage résulte de la collision d’un bolide (comète, astéroïde, météore) avec un corps dans l’espace. L’énergie cinétique du bolide va pulvériser et vaporiser à la fois l’impacteur et une partie de la surface planétaire. Une partie de cette énergie est transformée en ondes de choc qui se propagent à travers la planète et le reste est transformé en chaleur. La roche est instantanément fondue lors de certains grands impacts. Les preuves de la fusion par impact comprennent les tectites trouvées sur Terre et les perles de verre trouvées dans les sols lunaires (elles se distinguent chimiquement des verres volcaniques également présents dans le sol lunaire).

	La chaleur de marée est générée par la légère déformation interne contre la résistance de friction lorsqu’un corps planétaire tourne autour d’un autre. Les fluctuations de la gravité résultent de la variation des positions relatives des deux corps. Par exemple, les marées sur la Terre sont une réponse directe aux positions de la Lune et du Soleil. Les perturbations gravitationnelles résultent également d’une orbite irrégulière, de sorte que la distance séparant les corps planétaires n’est pas constante. Le meilleur exemple de chauffage par marée dans le système solaire se trouve dans le système de Jupiter, où la petite lune intérieure Io présente un volcanisme actif dû à un chauffage interne intense.
La chaleur solaire est responsable de l’altération superficielle et des processus d’érosion sur les planètes qui ont une atmosphère, mais elle provoque également un réchauffement de la surface sur les planètes dont l’atmosphère est mince ou inexistante. La quantité d’énergie solaire qui atteint effectivement la surface dépend de plusieurs facteurs, comme la densité et la composition des nuages. La surface de Vénus atteint des températures d’environ 700 degrés Celsius grâce au chauffage solaire. Cela suggère que le gradient thermique sous la surface est également assez élevé en raison de la température initiale élevée de la surface. Ainsi, la quantité de chaleur interne perdue dans l’espace peut être grandement affectée par la température de surface.
	Radiogénique La chaleur est produite lors de la désintégration des isotopes radioactifs. Le module 1 nous a appris que la nucléosynthèse produit une grande variété de nucléides qui composent la nébuleuse solaire. Lorsque les planètes se forment, elles incorporent des éléments radioactifs naturels tels que le 235U et le 40K, dont la demi-vie se mesure en milliards d’années. Ces nucléides à longue durée de vie sont toujours présents sur la Terre et dans d’autres corps planétaires, bien qu’ils soient moins abondants que lors de la formation du système solaire. Cela permet un chauffage soutenu à long terme au cours de l’évolution planétaire. Les radionucléides ayant des demi-vies relativement courtes mesurées en milliers ou millions d’années, tels que le 26Al, se sont désintégrés au début de l’évolution planétaire et ont été responsables du chauffage interne initial.
	Le chauffage interne peut également être causé par la formation du noyau, processus au cours duquel l’énergie potentielle de la matière dense qui s’enfonce est transformée en chaleur à mesure que la matière descend vers un niveau plus profond. Ceci n’est pas considéré comme un facteur significatif pour amener l’intérieur d’une planète proche de la fusion parce que le matériau impliqué devrait devenir partiellement fondu pour que la ségrégation se produise en premier lieu.

Le processus de génération de chaleur le plus important impliqué dans la différenciation planétaire est la désintégration radiogénique. Les roches sont des matériaux isolants, donc la chaleur est transférée par conduction très lentement vers la surface où elle est transférée par rayonnement vers l’espace. En raison de la lenteur de ce transfert de chaleur, diverses parties de l’intérieur d’une planète sont chauffées au point de fondre partiellement. Lorsqu’un magma se forme et est injecté dans d’autres régions du corps planétaire (généralement vers le haut dans les couches sus-jacentes), la chaleur est transférée par convection en raison de la mobilité du matériau fondu. Les éléments et les composés volatils, tels que l’eau, le dioxyde de carbone, le soufre, etc, améliorent le transfert de chaleur par convection.

Visitez le manuel de géochimie en ligne de W. M. White pour une discussion approfondie de l’évolution de la Terre. Ce manuel est également une merveilleuse ressource pour toute question liée à la géochimie.

Minéraux formant des roches

Les roches sont constituées de minéraux, dont la plupart sont des silicates formés par la combinaison de certains cations (Mg, Fe, Ca, Na, K, etc.) avec du SiO2 (dioxyde de silicium). Parmi les autres minéraux, on trouve de simples oxydes (par exemple la magnétite, la chromite), des halogénures (sel = halite, sylvite), des sulfures (pyrite, galène), des sulfates (gypse), des carbonates (calcite, dolomite), des minéraux composés d’un seul élément (diamant, graphite), etc. De loin, la plupart des minéraux formant des roches sont des silicates qui sont présents sur (ou dans) chaque corps planétaire.

Source d’information sur la minéralogie : http://www.mindat.org/

SiO2 est un oxyde, mais lorsque Si se combine avec O dans un arrangement tétraédrique, il y a quatre atomes O pour chaque atome de Si. C’est le tétraèdre du silicate, qui agit comme un anion complexe en raison d’un déséquilibre de charge avec les deux atomes d’oxygène supplémentaires. L’oxygène est ionisé en O2- et le silicium est ionisé en Si4+, donc la combinaison de Si + 4O laisse un déséquilibre de charge de 4.

NOTE : Imaginez que chaque atome O soit partagé par deux atomes de Si de sorte qu’il existe un réseau tridimensionnel de tétraèdres SiO4, tous interconnectés comme une charpente. Dans ce cas, il n’y aurait pas de déséquilibre de charge et la formule serait SiO2, quartz.

Chaque côté d’un tétraèdre SiO4 est identique, il peut donc être dessiné comme un tétraèdre géométrique afin de simplifier les structures de divers types de minéraux silicatés.

Notez la structure de la molécule de SiO4 dans chacun des éléments suivants

L’olivine, un minéral silicaté en solution solide, a pour formule (Mg, Fe)2SiO4, ce qui signifie que les cations Mg et Fe se substituent les uns aux autres dans le réseau cristallin. La composition réelle de l’olivine varie d’un membre terminal (forstérite = Mg2SiO4) à l’autre (fayalite = Fe2SiO4). L’équilibre chimique des cations (Mg, Fe) et des anions (SiO4) fait que la structure de l’olivine est constituée de tétraèdres SiO4 indépendants entourés de Mg et de Fe. L’olivine est appelée un minéral ferromagnésien (Fe et Mg) et a une température de fusion élevée.

Phénocristaux d’olivine (cristaux verts) dans une coulée de lave basaltique. Les cristaux d’olivine se sont probablement formés avant l’éruption de la lave. Notez les vésicules dues à l’exsolution et à l’expansion des gaz lors du refroidissement de la lave. L’image est d’environ 1×2 cm.

Le pyroxène est composé de Mg, Fe et parfois Ca (ainsi que d’autres cations de substitution comme Ti, Na, Al, etc.) qui s’insèrent autour de chaînes uniques de tétraèdres de SiO4. On trouve le pyroxène dans de nombreuses compositions différentes, et il porte divers noms comme augite, enstatite, hypersthène, pigeonite, etc. selon les proportions relatives de Ca, Mg et Fe. Les chaînes de silicate, appelées polymères, sont produites lorsque deux des quatre atomes d’oxygène de chaque tétraèdre de SiO4 sont partagés avec un autre tétraèdre. Notez que tous les autres tétraèdres de la chaîne sont inversés (« à l’envers »).

L’amphibole est un minéral encore plus complexe. Il est formé par un arrangement de chaînes de SiO4 qui sont attachées côte à côte pour faire des silicates à double chaîne. L’exemple le plus courant d’amphibole est la hornblende, souvent appelée minéral « poubelle » car une grande substitution de cations est permise dans le réseau cristallin. C’est un minéral ferromagnésien comme l’olivine et le pyroxène, mais il contient souvent du Ca, du Na et de l’Al en abondance, et il contient de l’eau structurellement liée sous la forme de l’ion hydroxyle (OH-). En outre, Al remplace Si dans certains des sites tétraédriques, créant un déséquilibre de charge qui est compensé par des changements dans les proportions relatives de Na, Ca, etc.

Le cristal de hornblende mesure environ 6 cm de long, une taille inhabituellement grande pour un minéral commun formant des roches. Il s’est probablement formé dans une pegmatite ou un autre système magmatique tardif ou métamorphique de haut degré riche en fluide (voir ci-dessous). La couleur sombre est typique de ce minéral.

Un autre type de minéral hydraté est le mica, formé par des couches en forme de livre de feuilles bidimensionnelles de tétraèdres de SiO4. Ces minéraux ont une direction de clivage parfaite, comme un jeu de cartes, ce qui leur permet d’être divisés en tranches très fines. Les exemples les plus courants sont la biotite (qui se trouve souvent dans des roches contenant de l’amphibole), la muscovite, la chlorite et la phlogopite. Comme l’amphibole et certains pyroxènes, la composition des micas peut être très variable, en particulier celle de la biotite.

Les feldspaths sont des silicates cadres que l’on trouve dans presque toutes les roches ignées, et dans de nombreuses roches sédimentaires et métamorphiques. Ils sont des alumino-silicates de Ca, Na et K, et se présentent dans différents états d’ordre atomique. Les feldspaths de Ca et de Na constituent une série de solutions solides appelée plagioclase dont la composition varie de l’anorthite (CaAl2Si2O8) à l’albite (NaAlSi3O8). L’importance de ce minéral apparaîtra dans le module sur la Lune. Les feldspaths K sont classés en fonction de l’ordre du réseau cristallin. La sanidine est la forme la moins ordonnée de KAlSi3O8 que l’on trouve dans les roches volcaniques siliceuses, tandis que des degrés croissants d’ordonnancement se retrouvent dans les feldspaths K plutoniques que sont l’orthose et le microcline.

Le cristal de plagioclase mesure environ 10 cm de haut et, comme le cristal de hornblende présenté ci-dessus, a probablement poussé dans un système hydrothermal ou pegmatite. Le plagioclase est présent dans presque tous les types de roches ignées, il est donc omniprésent sur la Terre ainsi que sur les autres planètes terrestres. Les régions claires de la Lune, appelées les Hautes Terres, sont principalement constituées d’anorthosite, une roche composée principalement de plagioclase riche en Ca. Regardez la pleine lune et essayez de dessiner la disposition des Highlands et de Maria.

Tous les minéraux silicatés :Notez la diminution du rapport entre SiO2 et cations, des silicates à tétraèdres indépendants aux silicates à charpente, indiquant une augmentation de la proportion moléculaire relative de SiO2 dans le minéral. Comme indiqué ci-dessus, le silicate à structure la plus simple est le quartz. Présent dans de nombreuses roches, le quartz indique la disponibilité de molécules de SiO2 libres dans un magma, ce qui signifie que des cations tels que Mg, Fe, Ca, Na, etc. ont été utilisés pour la formation d’autres minéraux. Le quartz et l’olivine ne se trouvent généralement pas ensemble dans la nature car le pyroxène a une composition intermédiaire entre les deux.

Considérez la réaction équilibrée suivante entre des composés chimiques : Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 En termes minéralogiques, cette équation est : Olivine + Quartz <=> 2 Pyroxènes.

Sur le module 3

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