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Io est le plus proche satellite de Jupiter. Les forces de marées exercées par la géante gazeuse sont à l'origine d'une production de chaleur à l'intérieur du globe ionien. Que sait on de ce corps à l'activité géologique intense ?

Un peu d'histoire

Au début du 17° siècle, le savant Italien Galilée a une idée lumineuse : il tourne une petite lunette grossissante vers le ciel. En Janvier 1610, il observe les quatre plus gros satellites de Jupiter : Io (le plus proche), Europe, Ganymède et enfin Callisto. Bien évidemment, la lunette utilisée par Galilée n'a qu'un faible pouvoir grossissant (d'environ 20), ne lui permettant pas d'observer le détail de la surface de ces satellites.

En 1979, Voyager 1, lancé en 1977 par la NASA, atteint Jupiter et photographie les lunes joviennes. Voici une des photographies de Io prises par Voyager :

photo de Io par Voyager

Deux aspects de la surface de Io sont remarquables : il n'y a que très peu de cratères, indiquant un âge jeune ; et surtout, de nombreuses manifestations volcaniques sont visibles. La surface d'Io est ainsi constamment renouvelée par des coulées et des projections volcaniques. Sur la photographie ci-dessus, on peut observer par exemple un panache de gaz riches en souffres relâchés par un volcan.

Io est le premier corps autre que la Terre où une activité géologique importante est observée. Cette activité avait été prédite, par exemple par Peale, à partir des calculs des forces de marées auxquelles est soumis le satellite.

La couleur orangée de la surface suggère la présence de souffre, mais les observations faites par Voyager ne permettent pas de connaitre la/les composition(s) des laves produites par les volcans ioniens.

La seconde sonde spatiale à atteindre Io est Galileo. Celle-ci est entièrement dédiée à l'étude de Jupiter et ses lunes, qu'elle survole de 1995 à 2003. Elle embarque notamment le Solid State Imager (SSI), le Near Infrared Mapping Spectrometer (NIMS), et le Photopolarimeter–Radiometer (PPR) qui permettent d'obtenir des images d'Io à diverses longueurs d'ondes (depuis le visible jusqu'à 100µm) à des résolutions allant de quelques centaines de kilomètres à quelques mètres par pixel. Ces observations fournissent de nombreuses informations sur la température des laves, mais aussi sur la géométrie des structures de surfaces. Galileo effectue de plus des mesures du champ de pesanteur et du champ magnétique de Io, fournissant des renseignements sur la structure du satellite. [1]

Les sondes Cassini-Huygens (2000) et New Horizons (2007) complètent ces données. Le télescope spatial Hubble et les télescopes terrestres (comme le Very Large Telescope basé au Chili) permettent quant-à-eux d'observer Io sur un plus long terme (mais à des définitions plus faibles).

Principales observations sur Io

Caractéristiques physiques

IoTerre
Rayon (km) 1822 6371
Masse volumique (kg/m³)
3500 5500
Gravité en surface (m/s²) 1.8 9.8
I/(MR²) 0.37 0.33

Il s'agit donc d'un corps relativement petit dont la densité est assez faible comparée à celle des planètes telluriques. Son rapport I/(MR²) légèrement inférieur à 0.4 (valeur pour une sphère homogène) suggère que Io est faiblement différencié et possède un coeur plus dense que l'extérieur.

Structure géologique

L'équipe de Williams D. et al. a regroupé l'ensemble des données sur Io pour réaliser une carte géologique globale de Io. Quatre structures principales ressortent de ce travail. [7]

  • Des plaines (65.8% de la surface) qui seraient constitués essentiellement de matériaux d'origine volcanique (coulées de laves et coulées pyroclastiques) recouverts de dépôts provenant des volcans actuellement actifs. Ces dépôts seraient principalement du givre issus des gaz volcaniques. La composition des panaches a pu être identifiée par spectrométrie par Hubble (a post galileo view of io int) : ils sont majoritairement constitués de composés soufrés (SO2 et S8). Les givres observés sur les plaines ont des couleurs blanches, oranges et rouges correspondant à différents composés soufrés (resp. SO2, SnO, S3-S4).
  • Des coulées de laves (28.5%) d'une longueur de l'ordre de 100km. Elles présentent des couleurs claires à sombres, reflétant des compositions respectivement riches à souffres et silicatées. Leur température est estimée entre 1200°C jusqu'à 1900°C, typique des laves mafiques à ultramafiques (estimation expliquée plus bas).
  • Des montagnes (3.5%), présentant des reliefs allant jusqu'à 17 kilomètres. Elles sont majoritairement d'origine tectonique, comme en attestent la présence de failles. Une faible proportion de ces édifices semble cependant être d'origine volcanique, interprétés comme des équivalent de nos boucliers. Le faible nombre d'édifices volcaniques est cohérent avec la température estimée des laves et la composition (ultra)mafique supposée : ces laves sont très peu visqueuses et ne permettent pas la formation d'édifices aux pentes fortes (comme les dômes).
  • Des paterae (2.5%) qui sont des dépressions de quelque dizaines de kilomètres de rayon. Leur structure est similaire à celle des caldeiras terrestres. Elles sont remplies de laves claires à sombres, interprétées comme pour les coulées de laves à des compositions riches en souffre ou en silicates. Les mécanismes de formation de ces paterae sont mal connues : sont elles des équivalents strictes aux caldeiras formées par effondrement des chambres magmatiques, ou bien sont elles d'origine tectonique puis remplies à postériori par des laves ?

Flux de chaleur et température des laves

Le flux de chaleur de Io s'élève à 100TW, à comparer au flux terrestre de l'ordre de 40TW. La surface d'Io étant de plus bien plus petite que celle de la Terre, le flux surfacique est très intense : 2.5W/m² contre 80mW/m² sur notre planète. Ce flux est tout simplement estimé à partir de l'énergie des rayonnements lumineux émis par Io.

Bien que recouvrant une faible part de la surface de Io, les paterae sont le lieu d'observation de 64% des points chauds : elles dominent donc le volcanisme ionien et sont responsables d'une importante partie de l'évacuation du flux de chaleur du satellite. Les seules paterae sombres seraient responsables de 40% du flux de chaleur total (contre 10% pour les coulées sombres). [6] et [8]

Les rayonnements émis par les laves permettent d'estimer la température de celles-ci. Une idée serait de considérer que les laves sont des corps noirs et d'estimer leur température à partir de leur spectre d'émission. Un problème apparait cependant : au sein d'un seul pixel, la température de la lave varie, et l'on n'accède qu'à une température « moyennée » sur le pixel. Une technique utilisée pour retrouver la température d'éruption est alors de construire un modèle de refroidissement de la lave. Par exemple, on peut considérer qu'une coulée de lave est un plan semi-infini qui refroidit uniquement par diffusion. Il est alors relativement simple d'estimer la diminution de température de la lave avec le temps grâce à l'équation de diffusion de la chaleur. En supposant que le taux d'émission de la lave est constant (ce qui est raisonnable à l'échelle de temps des mesures de quelques secondes), la variation spatiale de température autour du point d'émission est la même que la variation temporelle de température estimée précédemment. Il est alors possible d'inverser la température moyenne de corps noir observée sur un pixel pour retrouver la température d'émission de la lave. Les observations ont abouties à des températures d'émission de l'ordre de 1600°C, suggérant des compositions peu différenciées, issus d'une fusion partielle très importante de l'ordre de 70% si l'on considère que le manteau d'Io a une composition similaire à celle du manteau terrestre. [2]

Distribution spatiale des montagnes et centres volcaniques

L'équipe de Kirchoff M., McKinnon W. et Schenk P. a réalisé la décomposition en harmoniques sphériques de la localisation des montagnes et des centres volcaniques sur Io. [4]

Cette étude a mis en évidence plusieurs points intéressants. Tout d'abord, la disposition des montagnes et celle des centres volcaniques présentent toutes les deux un pic à l=2 indiquant une organisation non aléatoire de ces objets à l'ordre 2. En revanche, la distribution n'est pas significativement différente d'une distribution aléatoire aux autres longueurs d'ondes. Les cartes montrent également très clairement cette dominance du 2° ordre (spectres et cartes ci-dessous, cliquez pour agrandir).

Spectre de la décomposition en harmoniques spéhriques de la répartition des montagnesSpectre de la décomposition en harmoniques sphériques de la répartition des centres volcaniquesGrandes longueurs d'ondes des harmoniques sphériques de la répartition des montagnes et des centres volcaniques

Le premier spectre est celui des montagnes, avec différentes manières de calculer le poids de celles-ci (en considérant seulement leur longueur, leur aire au sol, leur volume ou bien en donnant le même poids à chaque montagne). On peut constater que le pic en l=2 est nettement moins significatif lorsque l'on utilise le volume pour calculer le poids des montagnes. Le second spectre est celui des volcans (tous ou seulement les paterae). Le pic en l=2 est extrêmement significatif, indiquant une très forte variation spatiale de la concentration des volcans à l'ordre 2. Le pic en l=6 pour les paterae n'est pas encore expliqué.

Les deux cartes de droite sont une représentation des premiers ordres pour les montagnes (jusqu'à l=4, (a) à poids égal et (b) à poids basé sur la longueur) ; les deux cartes de gauches sont pour les centres volcaniques (jusqu'à l=6, (a) tous et (b) les paterae).

Les montagnes sont concentrées à 30°N et 80°W et aux antipodes de cette zone. Les centres volcaniques quant-à-eux sont situés grossièrement sur l'axe Io-Jupiter. [4] La position des groupes de centres volcaniques varie légèrement selon les méthodes utilisées pour les dénombrer et leur donner un poids. Il est intéressant de noter qu'un décalage avec l'axe Io/Jupiter d'environ 30° semble toutefois apparaitre dans la plupart des estimations (par exemple [9]).

L'étude de Kirchoff M. et al. [4] met en évidence un fait intéressant : la disposition des montagnes et des centres volcaniques présente une anticorrélation aux bas degrés (notamment l=4), et une corrélation à certains hauts degrés. Ces liens sont encore assez mal compris (voir « une tectonique singulière »).

Corrélations entre la distribution des montagnes et des volcans

Le spectre du haut, représente la corrélation des centres volcaniques avec les montagnes à poids égal. Celui du bas entre les montagnes dont le poids est évalué de différentes façons et l'ensemble des centres volcaniques. Pour comprendre ce qui ressort ici, voici un petit schéma :

Corrélation/anticorrélation des harmoniques sphériques selon la longueur d'onde

Dans l'exemple du haut, deux types de structures différentes sont dissociées de manière globale (ici avec une dichotomie ouest/est) : on observe alors une anticorrélation des harmoniques à bas degré. Dans l'exemple du bas, la disposition globale des deux structures suit le même pattern. Il y a corrélation à bas degré des harmoniques sphériques. Ce n'est qu'à très haut degré que la non-superposition des deux types de structures est perçue dans les harmoniques.

Les spectres de corrélation montrent donc une dissociation globale dans la localisation des montagnes et des volcans. Les corrélations observées à plus haut degrés sont plus difficiles à interpréter.

Origine de cette activité et dynamique ionienne

Io présente toujours la même face à Jupiter. En effet, il tourne autour de la planète en 1.8 jours et tourne également sur lui-même en 1.8 jours. Sa rotation est dite synchrone. La force d'attraction de Jupiter devrait circulariser son orbite rapidement, cependant Io est en résonance de Laplace 4:2:1 avec Europe et Ganymède. Cette résonance permet à l'orbite de Io de conserver une légère excentricité. Les forces de marées varient donc au cours de la rotation de Io autour de Jupiter, provoquant une déformation du globe ionien. Par dissipation visqueuse, ce phénomène est à l'origine d'une production de chaleur (dite tidale) intense responsable du flux de chaleur important dégagé par le satellite.

Une tectonique singulière

La production de matériel volcanique est particulièrement importante sur Io (500km³/an contre 4km³/an sur Terre). La surface de Io étant relativement petite, l'accumulation de matériel est très rapide et entraine la mise en place de contraintes horizontales fortes dans la lithosphère ionienne. En effet, lorsqu'une coquille sphérique de lithosphère s'enfonce sous le poids du matériel volcanique, elle se retrouve dans une coquille sphérique de rayon plus faible, provoquant des contraintes horizontales.

L'épaisseur de la lithosphère ionienne est contrainte par la taille des montagnes observées en surface. La lithosphère doit pouvoir supporter ces montagnes, ce qui conduit à une épaisseur minimale de 13km. L'épaisseur maximum est contrainte à 80km. Au-delà de cette épaisseur, la formation des montagnes observées n'est pas géométriquement possible. [1] Dans la plupart des articles, l'épaisseur de lithosphère considérée est de 30km.

Les contraintes en base de croute en tenant compte de l'accumulation rapide de matériel est de l'ordre de 0.5GPa. En considérant la présence de failles et de fluides qui lubrifient ces dernières, ces contraintes diminuent à 0.3GPa. [1]

Ces contraintes de subsidence seraient à l'origine de la tectonique ionienne.

Cette accumulation de contraintes horizontales est unique à Io, la tectonique du satellite est de ce fait encore assez mal comprise. Toutefois, quelque hypothèses sont avancées pour expliquer la formation des montagnes.

Une proposition est que la remonté de magma provoque une augmentation des contraintes en base de croute et provoque la formation de montagnes localisées.

Une autre hypothèse invoque une convection mantellique dont les panaches descendants seraient responsables de contraintes compressives supplémentaires en surface à l'origine de la formation de reliefs.

Enfin, une troisième explication serait que l'arrêt du volcanisme à un endroit donné provoquerait un réchauffement local de la lithosphère (puisque la chaleur n'est plus évacuée). L'expansion thermique de celle-ci serait alors à l'origine d'une contrainte supplémentaire et ainsi de la mise en place de relief.

Des trois hypothèses, seule la dernière permet de prédire l'anticorrélation à bas degré entre montagnes et centres volcaniques. [4]

Retour sur la température des laves

On a vu que les températures des laves avaient été estimées à 1600°C en moyenne. Le graphique suivant illustre cependant un problème posé par cette température. [2]

Taux de fusion partielle en fonction de la profondeur pour différentes températures du magma

Les courbes noires représentent l'évolution du taux de fusion dans le manteau ionien le long d'un adiabat en fonction de la température. L'efficacité du chauffage tidal dépend fortement du taux de fusion partielle. Si celui-ci est trop élevé, les frottements visqueux sont faibles et le chauffage tidal est inefficace. Au contraire, si le taux de fusion est trop faible, le matériau n'est pas suffisamment déformable pour que le chauffage tidal se mettent en place. La bande rouge représente le taux de fusion pour lequel le chauffage tidal est le plus efficace. On peut remarquer que des températures de magma de 1600°C n'autorise pas un chauffage tidal efficace, des températures de l'ordre de 1200°C-1300°C seraient plus appropriées.

Un autre problème est liée à la flottabilité du magma. On a vu que les contraintes dans la lithosphère sont fortes à cause de l'accumulation de matériel volcanique, et qu'elles sont estimés à 0.3GPa au minimum. Pour que le magma remonte (ce qui est forcément le cas puisque du volcanisme est observé), il doit avoir une flottabilité d'au moins 0.3GPa. La flottabilité du magma dépend bien évidemment du contraste de densité entre le matériel fondu et le matériel solide, lui même dépendant du taux de fusion partielle et donc de la température. Le graphique suivant montre ainsi que la température maximum du magma pour autoriser sa remontée doit être de l'ordre de 1450°C, une température à 1600°C étant trop élevée.

Flottabilité du magma en fonction de la température

Il y a donc un écart de l'ordre de 300°C entre les températures observées pour les laves et celles théoriquement compatibles avec un chauffage tidal et le volcanisme.

L'équipe de Keszthelyi, L. et al propose deux pistes pour expliquer cet écart important. [2]

Tout d'abord, il est possible que la température de la lave en surface soit découplée de la température du manteau d'où elle provient. Un possible mécanisme de réchauffement du magma serait les frottements visqueux lors de la remonté à travers la lithosphère. Ce réchauffement est estimé à 120°C si la pression en base de lithosphère est de l'ordre de 0.5GPa (lithosphère peu faillée), autorisant une température de magma de l'ordre de 1300°C. Le réchauffement est plus faible si la lithosphère est plus faillée : 50°C, mais la température maximum du magma est plus grande (pression de 0.3GPa : température de 1450°C). Dans les deux cas, ce réchauffement ne permet pas d'expliquer entièrement l'écart de 300°C.

Une autre explication avancée par l'équipe de Keszthelyi, L. et al est une surestimation de la température de la lave. On a vu que celle-ci est estimée à l'aide d'un modèle de refroidissement de la lave. Or, celui-ci est fortement dépendant de la dynamique éruptive. Les températures estimées plus haut l'ont été avec un modèle de coulée de lave plane. Cependant, les éruptions ioniennes sont accompagnées de panaches et de fontaines de lave ([3] par exemple). Le refroidissement des fontaines de laves est complètement différent de celui des coulées de laves (les petites particules refroidissent bien plus vite qu'un plan). Le graphique suivant montre les températures du magma sortant pour différentes températures « moyennes » observées sur un pixel unique.

Différence de températures estimées pour deux modèles de reffroidissement

Il apparait très clairement que les températures des éruptions sont surestimées de 400°C environ entre le modèle coulée et le modèle fontaine. L'écart des températures de 300°C pourrait donc provenir de ce biais dans l'estimation de la température des laves. Il apparait donc tout à fait possible que les laves possèdent des températures compatibles avec la flottabilité et la viscosité nécessaires pour rendre possible volcanisme et chauffage tidal.

Évacuation du flux de chaleur : une dominante profonde ou asthénosphérique ?

L'évacuation du flux de chaleur produit par chauffage tidal s'effectue via le volcanisme. [5] L'existence de ce dernier et surtout sa répartition inhomogène à la surface du satellite suggère l'existence de zones mantelliques avec une fusion partielle plus importante. Deux modèles extrêmes sont envisageables : la zone de dissipation se situe dans le manteau profond, ou bien dans l'asthénosphère. Pour connaitre la part de ces deux extrêmes, il est possible d'utiliser la répartition des centres volcaniques en surface, en supposant que leur position n'est pas découplée des zones les plus dissipatives du manteau.

L'équipe de Hamilton C. et al a calculé le flux de chaleur en surface pour différentes répartitions des zones dissipatives. [9]

Flux de chaleur en surface pour différentes localisation du maximum de dissipation

Les cas (a) et (b) sont les deux cas extrêmes (respectivement manteau profond et asthénosphère). Le cas (c) est intermédiaire avec une localisation de la dissipation pour 1/3 dans le manteau profond et 2/3 dans l'asthénosphère, le cas (d) est celui présentant une variation minimale du flux de chaleur (obtenue avec 61% de manteau profond et 39% d'asthénosphère) et le cas (e) est pour une localisation du chauffage dans l'asthénosphère (comme (b)) avec de la convection, ce qui lisse les hétérogénéités du flux de chaleur.

La localisation principalement équatoriale des centres volcaniques avec deux pôles principaux sur l'axe Io/Jupiter indique déjà que la dissipation semble se faire principalement dans une asthénosphère. Il est cependant difficile d'évaluer la part du manteau profond (le cas (c) montre par exemple qu'une part non négligeable de la dissipation thermique peut provenir du manteau profond sans perturber notoirement la géométrie du flux de chaleur en surface).

Par ailleurs, ces modèles prédisent un flux de chaleur maximum le long de l'axe Io-Jupiter. Or, on a vu que le maximum de concentration des centres volcaniques présente un décalage d'environ 30° vers l'Est. Ceci pourrait s'expliquer par une rotation passée de Io sur elle-même plus rapide (les centres volcaniques n'étant pas encore revenus à leur « position d'équilibre »), une structure et/ou des contraintes lithosphériques découplant le maximum de flux de chaleur en base de lithosphère avec la position des centres volcaniques ou encore l'existence d'une zone du manteau ayant un taux de fusion partiel anormal perturbant la dissipation de chaleur.

Conclusion

Io présente une activité géologique unique, de part son flux de chaleur très important du aux forces tidales et une tectonique liée à l'accumulation de contraintes horizontales dans la lithosphère. Ces particularités et la distance qui nous sépare de ce satellite rendent difficile la compréhension des phénomènes à l'oeuvre. L'une des difficultés est l'estimation de la température des laves et à fortiori celle du magma en base de lithosphère, qui permettrait de mieux contraindre la dynamique interne du satellite et d'avancer des réponses par exemple à ces deux questions encore en débat : Comment expliquer les corrélations/anticorrélations de distribution spatiale des reliefs tectoniques et des centres volcaniques ? Quelle est la part de l'asthénosphère et du manteau profond dans la dissipation du flux de chaleur ?

Références

  1. A post-Galileo view of Io's interior. Laszlo Keszthelyi, Windy L Jaeger, Elizabeth P Turtle, Moses Milazzo, Jani Radebaugh (2004) Icarus 169 (1) p. 271-286
  2. New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior. Laszlo Keszthelyi, Windy Jaeger, Moses Milazzo, Jani Radebaugh, Ashley Gerard Davies, Karl L. Mitchell (2007) Icarus 192 (2) p. 491-502
  3. The thermal signature of volcanic eruptions on Io and Earth. Ashley Gerard Davies, Laszlo P. Keszthelyi, Andrew J L Harris (2010) Journal of Volcanology and Geothermal Research 194 (4) p. 75-99
  4. Global distribution of volcanic centers and mountains on Io: Control by asthenospheric heating and implications for mountain formation. Michelle R. Kirchoff, William B. McKinnon, Paul M. Schenk (2011) Earth and Planetary Science Letters 301 (1-2) p. 22-30
  5. The geothermal gradient of Io: Consequences for lithosphere structure and volcanic eruptive activity. Giovanni Leone, Lionel Wilson, Ashley Gerard Davies (2011) Icarus 211 (1) p. 623-635
  6. Io: Heat flow from dark paterae. Glenn J. Veeder, Ashley Gerard Davies, David a. Williams, Dennis L. Matson, Torrence V. Johnson, Jani Radebaugh (2011) Icarus 212 (1) p. 236-261
  7. Volcanism on Io: New insights from global geologic mapping. David a. Williams, Laszlo P. Keszthelyi, David a. Crown, Jessica a. Yff, Windy L. Jaeger, Paul M. Schenk, Paul E. Geissler, Tammy L. Becker (2011) Icarus 214 (1) p. 91-112
  8. Io: Volcanic thermal sources and global heat flow. Glenn J. Veeder, Ashley Gerard Davies, Dennis L. Matson, Torrence V. Johnson, David a. Williams, Jani Radebaugh (2012) Icarus 219 (2) p. 701-722
  9. Spatial distribution of volcanoes on Io: Implications for tidal heating and magma ascent. Christopher W. Hamilton, Ciarán D. Beggan, Susanne Still, Mikael Beuthe, Rosaly M C Lopes, David a. Williams, Jani Radebaugh, William Wright (2013) Earth and Planetary Science Letters 361 p. 272-286
16/06/2014 14:45

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