La formation de Titan dans la nébuleuse de Saturne

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La formation de Titan dans la nébuleuse de Saturne

Saturne est composée principalement de gaz, accrété à partir du disque protoplanétaire au moment de sa formation. L’observation des disques protoplanétaires autour des autres étoiles indique que ces objets perdent leur gaz en <107 années. Il est généralement admis que la formation des géantes gazeuses dans le système solaire a dû s’effectuer sur une échelle de temps comparable (Estrada et al., 2009).
(1) Il y a d’abord formation d’un noyau rocheux, dont la croissance est similaire à l’accrétion des planètes telluriques du système solaire interne. Quand ce noyau devient suffisamment massif ( 5 à 15 masses terrestres), il commence à accréter le gaz est les poussières environnants qui forment une enveloppe peu massive autour de ce noyau. Au début de la formation de Saturne, le taux d’accrétion des solides est beaucoup plus important que le taux d’accrétion du gaz, et ce jusqu’à l’appauvrissement des planétésimaux dans la zone d’influence de l’embryon planétaire. Alors que le proto-Saturne croit, il y a de moins en moins de planétésimaux à sa portée. Néanmoins, sa masse croissante permet d’accréter de plus en plus de gaz. Un moment arrive, où, le taux d’accrétion du gaz dépasse le taux d’accrétion des solides.
(2) Le taux d’accrétion du gaz reste relativement constant, l’enveloppe gazeuse continuant à grossir.
Le noyau rocheux croit également, mais à une vitesse moins importante. L’enveloppe gazeuse atteint la masse du noyau rocheux.
(3) A partir de ce moment, le taux d’accrétion du gaz augmente de manière exponentielle. La pression due à la gravité initie la contraction de l’enveloppe gazeuse. Pendant ces trois premières étapes, la proto-planète reste en contact avec la nébuleuse solaire.
(4) Le taux d’accrétion du gaz atteint alors une valeur seuil pour laquelle la vitesse de transport du gaz de la nébuleuse solaire vers la proto-planète devient inférieure à la vitesse d’accrétion. L’enveloppe gazeuse se contracte rapidement quand la masse de la planète atteint 50-100 masses terrestres, et l’accrétion de gaz se poursuit via deux bras spiraux qui passent par les point de Lagrange de la planète. C’est l’étape de transition.
(5) Enfin, l’accrétion de Saturne est arrêtée soit à cause de l’ouverture d’un fossé dans la nébuleuse circum-solaire. Saturne atteint sa masse finale, et refroidit jusqu’à sa température actuelle. Cette étape s’appelle l’étape de l’isolation de la planète.
La formation du disque circum-planétaire commence au moment de l’étape de transition de la proto-planète (étape 4). Ce disque est formé par l’influx de la matière provenant du disque circumsolaire, et dure jusqu’à l’étape de l’isolation de Saturne (l’étape (5)). La formation des satellites commence donc vers la fin de la formation de Saturne, quand l’essentiel du gaz a été accrété et que l’apport de matière de la nébuleuse planétaire s’affaiblit. En effet, la condensation du matériel glacé qui représente près de 50% de la masse de Titan n’est pas possible dans les phases précédentes à cause de la densité élevée de gaz et de poussières qui induit des températures trop élevées dans le disque circum-planétaire.
Au moment de la formation des planètes géantes, la plupart des planétésimaux dans la zone de formation des géantes gazeuses ont une taille comprise entre & 1 km et 1 m. L’influence gravitationnelle du proto-Saturne et proto-Jupiter disperse les planétésimaux entre les orbites des deux planètes, ce qui provoque un flux de ces objets vers les géantes gazeuses (Charnoz et Morbidelli, 2003). L’apport des solides au disque circum-planétaire se fait préférentiellement sous forme de planétésimaux, qui se trouvent à proximité de l’orbite de Saturne et dont la perturbation des orbites par les géantes gazeuses peut conduire à la capture de ces corps par la nébuleuse circum-planétaire (Gladman et Duncan, 1990).
Le matériel solide qui a éventuellement fini par former Titan a probablement pu subir une série de transformations, dues aux conditions thermodynamiques environnantes dans la nébuleuse de Saturne.
La formation de Titan a lieu pendant les derniers stades de formation de la planète, quand la densité de la nébuleuse circum-planétaire décroît et que les températures dans la nébuleuse chutent. Auparavant, les hautes températures ont possiblement initié des conversions de CO2 et de
CO en CH4, et de N2 en NH3 (Prinn et Fegley, 1981), cependant il est probable que les produits de
ces conversions soient accrétés dans Saturne, bien avant la formation de Titan (Alibert et Mousis, 2007).
A notre connaissance, le modèle d’accrétion de Titan qui est actuellement le plus compatible avec les mesures effectuées par Cassini est celui de Hersant et al. (2008). Ce modèle suppose que le piégeage de volatils dans les planétésimaux se fait par la formation de clathrates, sauf pour le NH3 et le CO2, qui se condensent préférentiellement sous forme d’hydrates ou de glace, respectivement.
Le modèle de Hersant et al. (2008) suppose une quantité d’eau limitée disponible dans la nébuleuse.
De cette manière, les espèces qui forment les hydrates aux hautes températures (CH4, NH3, H2S) sont piégées dans la phase solide, alors que les espèces formant des clathrates à basses températures
(CO, N2, gaz rares) demeurent dans la phase gazeuse, l’eau disponible ayant déjà été incorporée. De cette manière ces espèces chimiques n’intègrent pas la composition des planétésimaux qui forment Titan. Ce modèle explique les faibles abondances des gaz rares et de CO dans l’atmosphère actuelle de Titan peuvent être expliquées. Cependant, ce modèle prédit une grande quantité de CO2 dans Titan, ce qui n’a pas encore été confirmé (McCord et al., 2008). De plus, il n’explique pas la teneur en argon dans l’atmosphère du satellite. Néanmoins, ce type d’étude nous donne des indications sur les processus qui ont altéré les composition primordiales du matériau qui a formé Titan.

La structure et la composition du Titan primitif

Structure interne du satellite primitif

L’accrétion de Titan se fait par impacts successifs. Pendant cette étape, la vitesse des impacts est proche de la vitesse d’échappement du corps impacté, elle dépend donc de la taille de ce corps. Quand Titan commence à croitre, les vitesses d’impact sont faibles et donc l’énergie cinétique qui est déposée à la surface du corps l’est également. En revanche, au cours de l’accrétion ces vitesses augmentent et l’énergie déposée dans le sol de Titan au moment de l’impact devient plus importante.
Cette énergie est délivrée sous forme d’une onde de choc qui se propage à l’intérieur du satellite en s’atténuant avec la distance et qui chauffe et fracture le matériau de surface (Senshu, 2002; Genda et Abe, 2003; Monteux et al., 2007, 2014).
En conséquence, la structure interne de Titan primitif, telle que proposée par Lunine et Stevenson (1987) comporte deux parties (cf Fig. 3.14) : d’abord un noyau interne, indifférencié, où le chauffage par impact n’a pas été suffisamment intense pour faire fondre le matériel et initier la séparation entre la glace d’eau, les volatils et la roche. Ce noyau interne a une composition qui correspond à la composition moyenne des planétésimaux qui ont formé Titan. Autour de ce noyau, les modèles d’accrétion prédisent que le chauffage par impact a été suffisamment intense pour fondre les planétésimaux et de permettre la séparation d’eau et des silicates, qui se déposent au fond de l’océan liquide. Si les impacts pendant l’accrétion déposent uniquement 10% de leur énergie cinétique dans le sol du satellite (Schubert et al., 1981), l’océan formé peut atteindre 175 km d’épaisseur (Grasset et Sotin, 1996). Cet océan est essentiellement formé d’eau et d’espèces volatiles dissoutes, et une atmosphère primitive se forme suite au dégazage qui libère les gaz en excès vers la surface.
La structure illustrée par la figure 3.14 n’est pas stable : la couche de silicates au-dessus du noyau interne est plus dense que le matériel différencié qui est en-dessous. Le chauffage par la désintégration des éléments radioactifs élève la température dans le noyau interne et permet la fonte de la glace 500 Ma après l’accrétion du satellite (Lunine et Stevenson, 1987). La surpression générée par la fusion fracture le manteau silicaté qui peut alors migrer vers le centre pour former le noyau actuel. Cet événement, appelé « retournement du noyau » provoque également une libération des volatils en profondeur (Tobie et al., 2006). Les conséquences d’un tel évènement sur l’atmosphère de Titan sont encore peu comprises. A la fin du retournement du noyau, le satellite acquiert sa structure interne actuelle.

Composition de l’atmosphère primitive

Lunine et Stevenson (1987) supposent une atmosphère primitive de Titan formée essentiellement de NH3, CH4 et H2O, qui sont alors considérés comme espèces volatiles dominantes dans la nébuleuse de Saturne (relativement au CO et N2, Prinn et Fegley (1981)).
Kuramoto et Matsui (1994) ont étudié la formation et l’évolution de l’atmosphère primitive de Titan dans ces conditions. Les auteurs calculent le flux radiatif net en haut de l’atmosphère primitive pour une température de surface et une masse de satellite fixée. En comparant ce flux au flux d’énergie délivré par l’accrétion à la surface du satellite, les auteurs estiment l’augmentation de la température de surface des satellites de glace pendant l’accrétion. En considérant les atmosphères primitives formées uniquement de CH4 et H2O, cette température dépasse le point de fusion de l’eau pour des temps d’accrétion inférieurs à 105 ans. L’atmosphère primitive, du fait de son effet de serre, contribue au chauffage et au maintien d’une température élevée à la surface de Titan. Cette étude montre également que l’atmosphère primitive de Titan se refroidit en 104-105 ans. Actuellement, les modèles d’accrétion de Titan supposent plutôt une origine cométaire pour les planétésimaux qui ont formé le satellite. Cependant, cette composition reste uniquement indicative (voir Fig. 1.2). Comme indiqué dans la section précédente, les briques primitives qui ont formé Titan ont probablement subi des modifications de la composition de ces corps dues aux conditions thermodynamiques dans la nébuleuse de Saturne (Mousis et al., 2002; Alibert et Mousis, 2007; Hersant et al., 2008; Mousis et al., 2009a). Ces modifications sont, pour le moment, peu contraintes.
Le CO et le CO2 sont parmi les espèces dominantes présentes dans les comètes. Si la volatilisation partielle du matériau cométaire dans la nébuleuse de Saturne peut significativement réduire le taux de monoxyde de carbone dans l’atmosphère de Titan, ce n’est pas le cas du CO2 (Alibert et Mousis, 2007; Hersant et al., 2008). Avec le NH3, qui est l’espèce azotée la plus abondante des comètes, le CO2 serait un des volatils principaux à être incorporé lors de la formation de Titan, et donc un des composant majeurs dégazés à la surface du satellite au moment de la formation de son atmosphère primitive.

Couplage entre l’océan global et l’atmosphère primitive de Titan

A la fin de l’accrétion Titan a donc probablement la structure interne illustrée par la Figure 1.1. A sa surface, le satellite possède un océan global qui est en contact avec une atmosphère primitive formée de volatils dégazés de la phase liquide. Le système océan–atmosphère se refroidit et la température de surface influence les échanges chimiques entre les deux couches. Quand cette température atteint la température de fusion de l’eau, ou celle de la formation des clathrates si les conditions de pression et de composition à la surface du satellite s’y prêtent, la formation d’une croûte solide sépare les deux couches qui poursuivent alors des évolutions séparées où les échanges chimiques sont alors restreints. La première étude présentée dans la thèse modélise les échanges chimiques entre un océan et une atmosphère. Le modèle thermodynamique développé peut s’appliquer à tous les corps possédant un océan global en contact avec une atmosphère. En dehors du Titan primitif, ce type de configurations est également rencontré sur des exoplanètes riches en eau.
Durant cette thèse, ce modèle a donc été appliqué à ces deux corps.
Les exoplanètes riches en eau dont la masse est proche de la masse terrestre, sont appelés « planètes- océans ». L’existence de ces corps a été proposée par (Léger et al., 2004). Ce sont des planètes riches en espèces volatiles qui se forment au delà de la ligne de glace de leur étoile. Ces corps, dont la taille est comprise entre 0.1 M et 5 ou 10 M (Kopparapu et al., 2014a) sont enrichis en espèces volatiles et peuvent migrer dans la zone habitable de leur étoile. La couche de glace fond, et la surface de la planète se trouve alors recouverte d’un océan d’eau liquide. En considérant des systèmes binaires, par exemple eau-méthane, ou eau-ammoniac, il est possible de connaître rapidement les compositions atmosphériques grâce à des lois paramétrés simples. En revanche, pour des systèmes avec une quantité de volatils croissantes, les interactions deviennent plus complexes et requièrent des modèles de dissolution de volatils plus élaborés. L’évaporation des espèces volatiles forme alors une atmosphère. Il est important de déterminer la composition des atmosphères de ces planètes pour deux raisons principales. Premièrement, l’étude des compositions atmosphériques permettra de déterminer, d’ici quelques années, la présence d’eau liquide à la surface de ces corps. Deuxièmement, la composition de l’atmosphère, en plus des paramètres orbitaux, détermine la température de surface de ces corps (e.g. Pierrehumbert, 2011). Actuellement, l’effet de serre à la surface des exoplanètes est déterminé pour des atmosphères se composant essentiellement de CO2-H2O. Cependant, l’ajout de NH3 à ce système, comme nous le verrons par la suite, peut significativement influencer la quantité de CO2 dans une atmosphère planétaire.
Pour le cas de Titan primitif, la phase d’échange océan-atmosphère conditionne la composition de ses couches fluides. Ici nous nous intéressons plus particulièrement au système CH4-CO2-NH3-H2O.
Ces quatre espèces sont parmi les espèces volatiles les plus abondantes dans les comètes, et jouent un rôle important dans l’évolution de Titan jusqu’à son état actuel (Tobie et al., 2012). Nous nous intéresserons donc au couplage chimique du système océan–atmosphère de Titan primitif et chercherons à déterminer la taille et la composition chimique de l’atmosphère primitive de Titan. Ces informations vont nous permettre de contraindre les mécanismes qui ont permis à l’atmosphère de Titan d’évaluer vers sa compositions actuelle. La composition atmosphérique actuelle de Titan, ainsi que les différentes théories sur l’origine des espèces majoritaires dans cette atmosphère sont détaillés dans la suite de ce chapitre.

Composition actuelle de l’atmosphère de Titan

Titan a été survolé en 1979 par la sonde Pioneer II, et en 1980 et 1981 par les sondes Voyager, mais la plus grande quantité de données sur l’atmosphère du satellite a été recueillie par la mission Cassini-Huygens. Cette mission, composée d’un orbiteur américain (Cassini) et d’un atterrisseur européen (Huygens) est arrivée dans le système de Saturne en juillet 2004. En Décembre 2004, la sonde Huygens s’est détachée de l’orbiteur Cassini et a entamé sa descente vers la surface de Titan, pour atterrir à sa surface le 14 janvier 2005, après avoir traversé et analysé son épaisse atmosphère.
Outre le profil thermique et la composition de cette atmosphère qui en font déjà un sujet d’étude fascinant (Bezard et al., 2014), le spectromètre de masse embarqués sur la sonde Huygens a pu mesurer les rapports isotopiques des composants de cette atmosphère ainsi que l’abondance des gaz rares (Niemann et al., 2010). L’abondance des espèces volatiles auxquels nous allons nous intéresser par la suite est donnée dans le tableau 1.1.
L’origine du N2 et du CH4, bien que mieux contrainte depuis les mesures effectuées in situ par Huygens, demeurent aujourd’hui un mystère. Les principales indices et hypothèses sur l’origine des
ces espèces sont décrits dans les paragraphes qui suivent. Ces hypothèses s’appuient donc sur les différents rapports isotopiques, résumée dans le tableau 1.2. Ces rapports isotopiques, ainsi que les abondances des gaz rares sont les indices principaux dont on dispose pour contraindre l’origine et l’évolution de cette atmosphère sur toute l’histoire du satellite.
Dans la suite de ce chapitre, nous passerons en revue nos connaissances actuelles sur l’atmosphère de Titan.

Le méthane

Actuellement, la durée de vie de CH4 dans l’atmosphère est de l’ordre de 20-30 Ma (Wilson et Atreya, 2004; Krasnopolsky, 2010). Le méthane est d’une part perdu par échappement atmosphérique, avec un taux 2.1 – 3 109 cm?2.s?1 (Strobel, 2008). Cette molécule est d’autre part irréversiblement détruite par photodissociation, responsable pour environ 1/3 du taux de destruction chimique total de CH4, soit 8.7 109 cm?2s?1, Wilson et Atreya (2009). Les 2/3 restants sont dus à la destruction catalytique par l’acétylène (C2H2), qui est un produit de la photochimie de CH4. Ainsi, pour expliquer la forte abondance actuelle, le méthane doit être régulièrement réapprovisionné vers l’atmosphère de Titan.
Le produit principal de la dissociation de méthane est l’éthane (C2H6). En supposant que tout l’éthane produit par photochimie se condense et précipite à la surface, Lunine et al. (1983), ont estimé que durant son histoire, Titan aurait pu accumuler à sa surface un océan d’éthane d’un kilomètre de profondeur. Cependant, une partie d’éthane se recombine pour former d’autres hydrocarbures (Waite et al., 2007) et des phénomènes complexes de mélange de l’éthane dans l’atmosphère de Titan réduit son flux de condensation à la surface du satellite (Atreya et al. 2006). En prenant en compte ces deux facteurs, l’épaisseur théorique de l’océan global d’éthane ne dépasserait pas 100-150 m (Tobie et al., 2014a). La mission Cassini-Huygens a montré qu’à part des lacs dans les régions polaires qui sont en partie composés d’éthane (e. g. Tan et al., 2013), aucun océan global n’est actuellement observé à la surface du satellite. ce qui implique que soit l’éthane a été recyclé soit la chimie basée sur le méthane n’a pas duré plus d’un milliard d’années. De plus, comme l’indique le rapport 12C/13C (voir Tab. 1.2), proche du rapport primordial, le méthane est peu fractionné et est présent dans l’atmosphère de Titan depuis moins de 1 Ga (Mandt et al., 2012).

Table des matières

Introduction 
1 Origine et évolution de l’atmosphère 
1.1 Introduction
1.2 Accrétion et évolution primitive de Titan
1.2.1 La formation de Titan dans la nébuleuse de Saturne
1.2.2 La structure et la composition du Titan primitif
1.2.3 Couplage entre l’océan global et l’atmosphère primitive de Titan
1.3 Composition de l’atmosphère
1.3.1 Le méthane
1.3.2 Le monoxyde et le dioxyde de carbone
1.3.3 Les gaz rares
1.3.4 L’azote
1.3.5 En résumé
2 Équilibre de phases 
2.1 Introduction
2.2 Équilibres vapeur-liquide
2.2.1 Fugacité de la phase vapeur
2.2.2 Fugacité de la phase liquide
2.2.3 Modélisation du coefficient d’activité
2.3 Application du modèle
2.3.1 Mélanges binaires
2.3.2 Mélanges ternaires
2.4 Discussion et conclusion
3 Atmosphères primitives 
3.1 Introduction
3.1.1 Domaines de concentrations explorés dans cette étude
3.2 Comportement du système ternaire
3.3 Repartition de volatils
3.3.1 La structure interne de Titan primitif
3.3.2 Le structure interne d’une exoplanète riche en eau
3.4 Influence de l’ammoniac
3.4.1 Principaux résultats
3.4.2 Synthèse et discussion
3.4.3 Application à Titan
3.5 Méthane et Titan primitif
3.5.1 Principaux résultats
3.5.2 Synthèse et discussion
3.6 Conclusion du chapitre
4 Atmosphère de Titan pendant le LHB 
4.1 Introduction
4.1.1 Interactions impacteur-atmosphère
4.1.2 Cas particulier de Titan
4.2 Description du modèle
4.2.1 Dégazage par impact
4.2.2 Érosion atmosphérique par impact
4.2.3 Modèle de l’équilibre atmosphérique
4.2.4 L’approche multi-impact
4.3 Résultats
4.3.1 Équilibre atmosphérique entre le dégazage et l’érosion par impact en fonction du diamètre de l’impacteur
4.3.2 Intégration sur tout le LHB
4.4 Discussion
4.5 Conclusion
Conclusion 
Annexes 
4.6 Détail de l’algorithme de Gauss-Newton avec le paramètre de Marquard
4.7 Comparaison du modèle avec des données expérimentales
Bibliographie

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