Exobiologie et Astrobiologie

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Par Thérèse Encrenaz

1. LE MODELE DE LA NEBULEUSE PROTOSOLAIRE

Les planètes du système solaire présentent des caractéristiques géométriques bien particulières. Leurs orbites sont quasi-coplanaires (proches du plan de l’écliptique, qui contient celle de la Terre) . Elles sont quasi concentriques ; plus précisément, elles se déplacent sur des ellipses dont le Soleil est l’un des foyers. Elles tournent toutes dans le sens direct (vu depuis le pôle nord de l’écliptique), qui est aussi celui de la rotation du Soleil. Enfin, à l’exception de deux d’entre elles (Vénus et Uranus), elles tournent aussi sur elles-mêmes dans le sens direct.

Tous ces indices plaident fortement en faveur d’un modèle de formation des planètes par nucléation au sein d’un disque protosolaire, formé suite à l’effondrement d’un nuage en rotation rapide. La matière centrale, au centre du disque, s’est contractée pour former le proto-Soleil, tandis qu’au sein du disque (dont la masse est de l’ordre d’un centième de masse solaire), les planètes se sont formées par accrétion autour de particules solides, suite au jeu des collisions mutuelles (Fig. 1). L’observation des étoiles proches, dans les domaines visible (avec le Télescope Spatial Hubble en particulier), en infrarouge et en radio, nous montre que les disques protoplanétaires sont fréquents autour des étoiles en formation et des jeunes étoiles. La formation de systèmes planétaires au sein de disques protoplanétaires semble donc être un phénomène courant dans la Galaxie.

2. CHRONOLOGIE DE LA FORMATION DU SYSTÈME SOLAIRE

Selon un modèle généralement admis, le grandes étape chronologiques de la formation du système solaire pourraient avoir été les suivantes :

T(Millions d’années) Evénement
0 Existence d’un nuage moléculaire géant
2 Effondrement du nuage
2-3 Emergence du proto-soleil
2-3 Formation des planètes géantes gazeuses (Jupiter et Saturne)
3-10 Phase T-Tauri du Soleil (activité intense, fort vent solaire)
3-10 Formation des géantes glacées (Uranus et Neptune)
30-50 Entrée du Soleil dans la séquence principale ( H -> He)
10-100 Formation des planètes telluriques
100-1300 Bombardement massif (collisions avec les débris du disque)

Ces valeurs ne sont données qu’à titre purement indicatif. Les étapes concernant la formation des planètes géantes, leur éventuelle migration, ainsi que la formation des planètes telluriques, restent encore très incertaines.

Figure 1 : Formation du système solaire selon le modèle de l’accrétion au sein d’un disque : (1) disque protosolaire ; (2) constitution des premiers agrégats ; (3) et (4) : formation des planétésimaux par collisions successives ; (5) concentration des planètes et des petits corps dans le plan de l’écliptique. D’après T. Encrenaz, 2004.

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3. CARACTÉRISTIQUES PRINCIPALES DES PLANÈTES DU SYSTÈME SOLAIRE

Le tableau 1 résume les caractéristiques principales des planètes du système solaire. On retrouve leur faible excentricité et leur faible inclinaison sur l’écliptique. On voit aussi que les planètes se classent en deux grandes catégories en fonction de leur distance héliocentrique : les telluriques et les géantes. A des distances inférieures à 2 ua, Mercure, Vénus, la Terre et Mars se caractérisent par une forte densité, un diamètre relativement petit, et un ptit nombre de satellites. Au-delà de 5 ua, les planètes géantes présentent un grand diamètre, une faible densité, un grand nombre de satellites réguliers (c’est-à-dire situés à proximité de leur plan équatorial) et un système d’anneaux. Nous allons voir que le modèle de nucléation (Mizuno, 1980 ; Pollack et al., 1996) rend globalement compte de ces propriétés (pour une discussion plus complète, voir Encrenaz et al., 2003).

Tableau 1 : Les planètes du système solaire

Nom a P e R (RT) M (MT)
Mercure 0,387 0,241 0,206 0,382 0,055
Vénus 0,723 0,615 0,007 0,949 0,815
Terre 1,000 1,000 0,017 1,000 1,000
Mars 1,524 1,881 0,093 0,532 0,107
Jupiter 5, 203 11,856 0,048 11,21 317,9
Saturne 9,537 29,424 0,054 9,45 95,16
Uranus 19,191 83,747 0,047 4,00 14,53
Neptune 30,069 163,723 0,009 3,88 17,14
Pluton 39,482 248,02 0,249 0,18 0,002

a : demi-grand axe (ua)
P : période de révolution sidérale (années)
e : excentricité
R : rayon équatorial (par rapport à celui de la Terre)
M : masse (par rapport à celle de la Terre)

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4. LE ROLE DE L’ ET LA LIGNE DES GLACES

Un élément essentiel du modèle de formation par nucléation est le suivant : les planètes s’accrètent à partir de particules solides. La probabilité de former une planète à un endroit donné du disque dépend donc en premier lieu de la quantité de matière solide disponible.

Or que contient le disque protoplanétaire ? On peut supposer que sa composition est conforme aux abondances cosmiques. L’hydrogène et l’hélium sont les plus abondants, puis viennent l’oxygène, le carbone et l’azote. Les éléments O, C et N s’associent à H pour former H2O, CH4 et NH3. En fonction des conditions de température et de pression, on peut aussi trouver CO, CO2, HCN… Sous quelle forme, solide ou gazeuse, se trouvent ces molécules ? Tout dépend de la température du milieu, c’est-à-dire de la distance héliocentrique où se trouve l’embryon. Après l’effondrement du disque, la température à proximité du Soleil a pu être voisine de 2000 K, comme l’atteste la composition des minéraux lunaires, terrestres et météoritiques. A des distances héliocentriques de 30 ou 50 ua, elle ne devait pas dépasser la centaine de K. Elle a ensuite lentement décru au cours du temps à mesure que le disque se refroidissait.

Parmi les molécules mentionnées ci-dessus, H2O est la plus abondante. C’est aussi celle qui est la plus réfractaire, c’est-à-dire qui se sublime à la température la plus élevée (Fig. 2). Si l’on s’éloigne vers l’extérieur du système solaire, H2O est la première molécule à se condenser. C’est elle qui, de fait, marque la ligne de condensation que l’on appelle « ligne des glaces », au-delà de laquelle la matière du disque, à l’exception bien sur de l’hydrogène et de l’hélium, est globalement sous forme solide. Juste après l’effondrement du disque protoplanétaire, on évalue la distance héliocentrique de la ligne des glaces à environ 4-5 ua.

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Figure 2 : Diagrammes Pression de vapeur saturante/Température pour les gaz condensables du système solaire extérieur. En bas à droite, la courbe de H2O est présentée avec des échelles décalées par rapport aux autres. D’après S. Atreya (1986) et T. Encrenaz (2004).

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La ligne des glaces introduit un saut quantitatif dans la quantité de matière disponible pour l’accrétion des planètes. En-deça de cette frontière, seuls les éléments les plus réfractaires tels que les silicates et les métaux sont disponibles pour les embryons planétaires. Or, nous l’avons vu, ces éléments sont d’autant moins abondants qu’ils sont lourds. Les simulations numériques, faites pour un disque de masse égale à 1/100ème de masse solaire, montrent que les objets ainsi formés ne peuvent dépasser la masse de la Terre, et seuls quelques échantillons de cette sorte peuvent être constitués à partir de la masse disponible. En revanche, au-delà de la ligne des glaces, la matière solide (essentiellement formée de glaces) est suffisamment abondante pour que se constituent des noyaux de masse supérieure à 10 masses terrestres. Les modèles montrent que le champ de gravité de ces noyaux devient suffisant pour accréter gravitationnellement la matière protosolaire environnante, surtout constituée d’hydrogène et d’hélium. C’est ainsi qu’on dû se former les planètes géantes (Mizuno, 1980 ; Pollack et al., 1996).

Le modèle de nucléation explique donc de manière naturelle la différenciation entre planètes telluriques et géantes. Il reste à comprendre la différenciation observée entre géantes gazeuses (Jupiter et Saturne) et géantes glacées (Uranus et Neptune). L’observation de leur masse totale montre que les premières sont esentiellement composées de gaz protosolaire, tandis que les secondes sont surtout constituées de leur noyau de glace. Une explication souvent proposée est que Uranus et Neptune, formées à de plus grandes distances héliocentriques, ont mis beaucoup plus de temps que Jupiter et Saturne à constituer leur noyau de glace. Leur temps de croissance a pu être de l’ordre de la dizaine de millions d’années, date qui a pu être postérieure à celle de la phase T-Tauri du Soleil. Au cours de cette phase, la matière du disque non accrétée en planétésimaux a été balayée vers l’extérieur, laissant peu de matériau protosolaire disponible pour la phase d’accrétion finale. Ceci expliquerait la faible proportion de gaz protosolaire contenue dans les géantes glacées.

Le scénario décrit ci-dessus rend globalement compte des propriétés des planètes. Mais il reste de nombreuses inconnues. En particulier, rien ne nous indique que les planètes géantes se soient formées à l’endroit précis où elles se trouvent actuellement ; elles pourraient avoir migré dans un sens ou dans l’autre. En particulier l’observation de la ceinture de Kuiper et des différents types d’objets trans-neptuniens qui la peuplent semble suggérer une migration vers l’extérieur de Neptune. La modélisation de l’histoire dynamique des planètes géantes fait aujourd’hui l’objet d’une recherche active (Morbidelli, 2004 ; Tsiganis et al., 2005).

5. LA COMPOSITION ATMOSPHÉRIQUE DES PLANÈTES

Suivant le scénario de l’accrétion, il est possible de prévoir la composition chimique des atmosphères planétaires, telluriques et géantes. A l’équilibre thermochimique, les composés du carbone et de l’azote obéissent aux réactions suivantes :

CH4 + H2O <-> CO + 3 H2 2 NH3 <-> N2 + 3 H2

qui évoluent vers la droite à haute température et basse pression, et vers la gauche dans les conditions inverses. Intervient aussi la réaction

CO + H2O <-> CO2 + H2

L’équilibre thermochimique nécessite que les collisions entre molécules soient suffisantes, et demande donc un milieu relativement dense. C’est le cas des sub-nébuleuses des planètes géantes, où la température est relativement faible, et où l’on trouve effectivement C et N sous forme de méthane et d’ammoniac. Plus près du Soleil, à plus haute température et à plus faible pression, CO et N2 dominent. L’hydrogène s’échappe, car la gravité à la surface des planètes telluriques n’est pas suffisante pour le piéger. CO réagit à son tour avec l’eau pour donner CO2 ; on retrouve les éléments de base de la composition atmosphérique des planètes telluriques : CO2, N2, H2O. Sur la Terre, CO2 est piégé dans les océans et O2 est apparu suite au développement de la vie. Notons que sur Mercure, le champ de gravité est insuffisant pour piéger même les gaz les plus lourds ; la planète est dénuée d’atmosphère stable.

5.1 Contraintes apportées par les mesures de rapports d’abondances élémentaires

Un examen plus attentif de la composition de planètes géantes nous apporte une indication supplémentaire en faveur du modèle de nucléation des planète géantes. Le diganostic est fourni par la mesure de l’enrichissement du rapport à l’hydrogène des éléments lourds (c’est-à-dire tous les éléments de masse atomique supérieure ou égale à 12) par rapport à la valeur cosmique. Il est possible d’évaluer simplement l’enrichissement attendu pour les quatre planètes géantes, en faisant l’hypothèse d’un noyau de glace de 12 masses terrestres, et en considérant leur masse totale (Encrenaz, 2005). Selon les abondances cosmiques, la masse relative des éléments lourds est de 2% par rapport au total. En faisant l’hypothèse d’un mixage homogène des glaces à l’intérieur de la planète au moment de l’effondrement du gaz environnant, et en supposant que tous les éléments sont également piégés dans la glace, on peut calculer l’enrichissement attendu en éléments lourds. Ce facteur est compris entre 1 (abondances cosmiques) et 50 (enrichissement dans un noyau constitué uniquement d’éléments lourds).

Le tableau 2 montre qu’il y a un accord remarquable entre les prédictions du modèle de nucléation et les observations disponibles. Celles-ci sont très complètes dans le cas de Jupiter, grâce au spectromètre de masse de la sonde Galileo (GCMS ; Owen et al., 1999) qui a mesuré in-situ la composition troposphérique de Jupiter. Dans le cas des autres planètes, elles se limitent au rapport C/H, mais sont aussi en accord avec les prédictions (Baines et al., 1995 ; Orton et al., 2005 ).

Tableau 2 : Enrichissement en éléments lourds attendus dans les planètes géantes d’après le modèle de nucléation Hypothèse : La masse du noyau initial est 12 (+/- 3) ME

Planète Masse totale (ME) Masse des éléments lourds dans le gaz protosolaire (ME) Masse totale attendue pour les éléments lourds (ME) Enrichissement attendu par rapport à la valeur solaire Enrichissement mesuré par rapport à la valeur solaire
Jupiter 318 6 18 (+/-3) 3 (+/- 0.5) 3 (+/- 1)(GPMS)
Saturne 95 2 14 (+/- 3) 7 (+/- 1.5) 6 (+/- 1) (CH4, Cassini)
Uranus 15 0.06 12.1 (+/- 3) 40 (+10,-5) 20-50 (CH4, mesures sol)
Neptune 17 0.1 12.1 (+/- 3) 35 (+9,-5) 20-50 (CH4, mesures sol)

Notons que les résultats de GCMS, tout en confirmant le modèle de nucléation, soulèvent aussi de nouvelles questions : d’après les mesures de laboratoire, certains éléments, comme N et Ar, ne peuvent pas être piégés dans les glaces à des températures supérieures à 30 K. Or la température, au niveau de l’orbite de Jupiter, était plutôt de l’ordre de 100 K, voire plus. Comment la planète Jupiter a-t-elle pu se constituer à partir de planétésimaux formés à 30 K ? C’est l’une des grandes questions ouvertes actuellement.
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Figure 3 : Mesure des rapports d’abondance élémentaires relatives à l’hydrogène, comparées aux valeurs solaires. La plupart des éléments montrent un facteur d’enrichissement proche de 3. Les faibles valeurs de He et Ne sont attribuées à des processus internes, celle de O est attribuée à des phénomènes météorologiques locaux (descente de la sonde Galileo dans une région de subsidence). D’après Owen et al., 1999.

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5.2 Contraintes apportées par les mesures du rapport D/H

Une autre contrainte sur le modèle de formation des planètes nous est fournie par les rapports isotopiques, et plus particulièrement par le rapport D/H. Le deutérium, formé au moment du Big Bang par nucléosynthèse primordiale, est constamment détruit au sein des étoiles ou les réactions thermonucléaires le transforment en 3He. Sa valeur dans l’Univers ne peut donc que décroître. La mesure de D/H dans le disque protosolaire nous indique la valeur de D/H il y a 4.6 milliards d’années, tandis que celle du milieu interstellaire local nous renseigne sur la valeur actuelle. Dans les glaces du système solaire, le rapport D/H est d’autant plus élevé que la température est basse. L’enrichissement, de plus, dépend du type de glace considéré : il n’est pas le même selon qu’il est mesuré dans H2O, CH4 ou HCN.

Comme Jupiter est constitué essentiellement de gaz protosolaire, le rapport D/H doit y être représentatif de la valeur protosolaire. Dans le cas de Saturne, un faible enrichissement (de l’ordre de 10%) est attendu, dû à la contribution de son noyau de glace. En revanche, dans le cas d’Uranus et Neptune, qui sont essentiellement constitués de glace, on attend un enrichissement plus significatif. C’est aussi ce que l’on attend dans le cas des comètes, consituées à 80% de glace d’eau.

Dans le cas des planètes géantes, le rapport D/H est mesuré de 2 manières : à partir de HD/H2 et à partir de CH3D/CH4. En particulier, la détection de raies rotationnelles de HD par le satellite ISO a permis de préciser la valeur de D/H dans les quatre planètes géantes (Feuchtgruber et al., 1999 ; Lellouch et al., 2002). Le rapport D/H est par ailleurs mesuré à partir de HDO/H2O dans les planètes telluriques et dans plusieurs comètes, ainsi que dans les météorites (Fig. 4)

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Figure 4 : Le rapport D/H dans le système solaire. La mesure protosolaire est déduite de mesures dans le vent solaire. La valeur dans les glaces protoneptuniennes est déduite de celles d’Uranus et de Neptune à partir d’un modèle de structure interne. . D/H sur Titan est déduit de CH3D/CH4. Les valeurs cométaires, celles des météorites et de Vénus et Mars ont été mesurées dans H2O. SMOW (Standard Mean Ocean Water) est la référence terrestre. D’après T. Encrenaz, 2004.

Les mesures des planètes géantes sont conformes aux prédictions du modèle de formation par nucléation, avec un enrichissement de D/H dans Uranus et Neptune par rapport à la valeur protosolaire. Celles-ci sont inférieures à celles des comètes, ce qui apporte une contrainte sur la température et la distance héliocentrique auxquelles les objets se sont formés.

6. L’EAU ET LES PLANÈTES TELLURIQUES

L’eau, très abondante sur la Terre, est quasiment absente aujourd’hui des atmosphères de Vénus et de Mars. Pourtant, si l’on considère le gaz carbonique et l’azote, on voit que les compositions atmosphériques des trois atmosphères sont voisines, avec un rapport N2/CO2 de l’ordre de quelques pourcents. Dans le cas de la Terre, si on prend en compte les réserves de CO2 piégées dans les carbonates au fond des océans, on retrouve un rapport N2/CO2 comparable à celui de Vénus et Mars. On peut donc raisonnablement penser que l’eau a été présente en abondance dans les atmosphères primitives de Vénus et de Mars.

6.1 L’histoire de l’eau sur Vénus et Mars

Comprendre l’histoire de l’eau sur Vénus et Mars peut nous fournir des indices sur l’évolution de ces planètes. Dans cette recherche, le rapport D/H se retrouve être un élément décisif. Comme le montre la figure 4, ce rapport est enrichi par rapport à la valeur terrestre d’un facteur 5 sur Mars (Owen et al., 1988) et 120 sur Vénus…(de Bergh et al., 1991). Comment expliquer ce phénomène ? L’explication la plus couramment invoquée est celle d’un échappement différentiel, l’eau lourde HDO s’échappant moins facilement que H2O. Le très fort enrichissement de Vénus impliquerait une atmosphère initiale très riche en eau, comme dans le cas de la Terre. Comment cette eau a-t-elle disparu ? Elle a pu s’échapper progressivement par photodissociation dans la haute atmosphère de Vénus. Dans le cas de Mars, la valeur de D/H suggère également un échappement différentiel, ce qui impliquerait que l’atmosphère primitive de Mars a été plus dense que celle d’aujourd’hui ; elle pourrait, selon les diverses estimations, avoir connu une pression au sol de l’ordre du bar. Les conditions de pression et de température ont pu être telles que l’eau existe sous forme liquide à la surface : cette hypothèse, toujours en vigueur aujourd’hui, a été émise dès les premiers résultats des sondes spatiales Mariner 9 et Viking, qui ont montré de nombreux indices d’érosion fluviatile et de réseaux de vallées (Baker et al., 1992). Les images prises par les sondes successives (Mars Global Surveyor, pus Mars Odyssey et enfin Mars Express) n’ont fait que renforcer cette hypothèse. Divers instruments ont également détecté la présence d’abondantes quantités de glace d’eau sous les pôles (Boynton et al., 2002 ; Bibring et al., 2004). On sait aussi que, dans le passé récent de la planète, les fortes variations d’obliquité ont entraîné la présence de glaciers à basse latitude (Levrard et al., 2004). Le cycle de l’eau a donc joué – et continue de jouer – un rôle majeur dans l’évolution climatique de Mars, et son étude est aussi au cœur de la recherche d’une éventuelle vie passée ou présente.

6.2 L’origine de l’atmosphère terrestre

Contrairement aux planètes géantes, les planètes telluriques n’ont pas acquis leur atmopshère par accrétion du gaz protosolaire environnant, leur champ de gravité étant insuffisant. Cette atmosphère a deux origines possibles, interne (par dégazage et volcanisme) et externe (par chute de micométéorites et de météorites).

Il est possible de préciser les différentes contributions de l’eau des océans en considérant une nouvelle fois le rapport D/H. Nous avons vu que, dans la glace H2O, celui-ci est d’autant plus élevé que la température est basse, c’est-à-dire que la distance héliocentrique de l’objet où il est mesuré est grande. La valeur terrestre est deux fois plus faible que celle des comètes, mais elle se rapproche de celle de certaines météorites, les chondrites carbonées, dont les corps parents se situent majoritairement à l’extérieur de la ceinture astéroïdale principale (astéroïdes de types C et D). La composante interne issue du dégazage terrestre doit avoir une valeur D/H plus faible, puisqu’elle s’est formée à plus haute température. On pense donc aujourd’hui que l’eau des océans provient majoritairement d’astéroïdes de types C et D, avec deux composantes mineures provenant respectivement des comètes et du dégazage de la planète.

7. RÉFÉRENCES

  • S. K. Atreya, Atmospheres and ionospheres of outer planets and satellites, Springer, 1986
  • K. H. Baines et al., Icarus 114, 328, 1995
  • V. R. Baker et al., in « Mars », H. H. Kieffer et al., edts., University of Arizona Press, p.493, 1992
  • J.-P. Bibring et al., Nature 428, 628, 2004
  • W. Boynton et al., Science 297, 81, 2002
  • C. de Bergh et al., Science 251, 547, 1991
  • T. Encrenaz, A la recherche de l’eau dans l’Univers, Belin, 2004
  • T. Encrenaz, Space Sci. Rev. 116, 99, 2005
  • T. Encrenaz et al., « Le système solaire », CNRS_Editions/EDP-Sciences, 2003
  • H. Feuchtgruber et al., Nature 389, 159, 1997
  • E. Lellouch et al., Astron. Astrophys. 370, 610, 2002
  • B. Levrard et al., Nature 431, 1072, 2004
  • H. Mizuno, Prog. Theor. Phys. 64, 544, 1980
  • A. Morbidelli, Science 306, 1302, 2004
  • G. S. Orton et al., Communication presented at the EGU General Assembly, Vienna, April 2005
  • T. Owen et al., Science 240, 1767, 1988
  • T. Owen et al., Nature 402, 269, 1999
  • J. B. Pollack et al., Icarus 124, 62, 1996
  • K. Tsiganis et al ;, Nature 435, 459, 2005

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