ULC 433 SESSION 2004 Filière BCPST SCIENCES DE LA TERRE Épreuve commune aux ENS de Paris, Lyon et Cachan Durée : 3 heures L'usage de calculatrices électroniques de poche à alimentation autonome, non imprimantes et sans document d'accompagnement, est autorisé. Cependant, une seule calculatrice à la fois est admise sur la table ou le poste de travail, et aucun échange n'est autorisé entre les candidats.

Partie 1 : Flux de chaleur 1.1. Quelle est la principale source de chaleur interne de la Terre? Expliquez brièvement le principe de la production de chaleur par ce mécanisme. Bien que la Terre continue à émettre vers l'extérieur du reste de la « chaleur initiale », c'est à dire la chaleur dégagée lors de la formation de la Terre par l'accrétion des planétésimaux, il y a 4,5 Ga, actuellement, la principale source de chaleur est la désintégration des atomes radioactifs à l'intérieur du globe terrestre. Lorsqu'un atome radioactif se désintègre, il libère un peu d'énergie (rayonnements alpha, beta, gamma). Cette énergie est captée par son environnement, qui augmente un peu sa température. On a ainsi un gradient de température à l'intérieur du globe terrestre, et peu à peu cette chaleur diffuse vers l'extérieur. Radioactivité : pas spécialement dans le noyau, mais plutôt dans la croûte. Uniquement fission, et jamais fusion (sauf dans les étoiles comme le Soleil)

1.2. Décrivez et commentez la carte globale du flux de chaleur d'origine interne (document 1). Le flux de chaleur moyen est de l'ordre de 80 mW/m². Des flux plus forts (jusqu'à 350 mW/m²)se trouvent dans les régions des dorsales océaniques, en particulier les dorsales rapides telles que la dorsale Est-Pacifique et la dorsale Ouest-Indienne. Des flux plus faibles sont notamment sous les régions continentales ou sous de vieilles lithosphères océaniques, loin des dorsales.

1.3. Donnez les deux modes majeurs d'évacuation de la chaleur dans la Terre interne. Sur une coupe schématique de Terre, allant du centre à la surface, indiquez les lieux de prédominance de ces deux modes d'évacuation de la chaleur. Les deux modes majeurs d'évacuation de la chaleur sont : - la conduction dans les domaines solides - la convection dans les domaines fluides. Les différentes enveloppes de la Terre ne sont ni parfaitement fluides, ni parfaitement solides, c'est pourquoi les deux modes existent partout, mais avec une prédominance soit de conduction, soit de convection. lithosphère rigide : conduction manteau fluide très visqueux : conduction et convection noyau externe liquide : convection noyau interne solide : conduction

1.4. Tracez l'allure générale de la courbe température/profondeur dans la Terre (le géotherme), de la surface au centre, en indiquant des valeurs approchées de températures aux principales discontinuités. augmentation forte de température dans la lithosphère, puisqu'il n'y a que de la conduction (==> fort gradient thermique). La base de la lithosphère est à environ la température des laves basaltiques, soit 1200°C. Gradient thermique faible dans le manteau, car il est brassé par la convection (très lente). Forte variation à la discontinuité de Gutenberg (environ 3000°C), puis faible variation dans le noyau liquide (brassage par convection. Probablement variations assez faible dans le noyau solide, jusqu'à atteindre une température d'environ 5000°C.

1.5. Le manteau terrestre est il majoritairement solide ou liquide? Comment le sait on? Le manteau terrestre est majoritairement solide (mais déformable par des mouvements très lents de convection, avec une vitesse de quelques centimètres par an). On le sait parce que les ondes sismiques de type S, qui sont des ondes de cisaillement et qui donc ne peuvent pas se propager dans les liquides, se propagent très bien dans le manteau terrestre. Il existe cependant quelques zones de manteau terrestre qui sont liquide, ce sont les chambres magmatiques, au dessous des points chauds ou au dessous des dorsales.

Partie 2; Lithosphère océanique 2.1. Réalisez une coupe schématique de la lithosphère océanique. Indiquez la croûte océanique, la lithosphère océanique, et figurez les principales unités pétrographiques. (sédiments déposés en surface) basaltes en coussins basaltes et gabbros, avec filons basaltiques manteau lithosphérique (très rigide) manteau asthénosphérique (moins rigide plus ductile) croûte océanique lithosphère océanique

2.2. Expliquez le principe général de la formation de la croûte océanique aux dorsales Donnez quelques exemples de tris géochimiques qui s'opèrent lors de la formation de la croûte océanique. Les dorsales sont au dessus de lieux de remontée du manteau asthénosphérique (convection). La décompression lors de cette ascension provoque une fusion partielle des péridotites du manteau, et du magma basaltique se forme, et monte peu à peu vers la surface. S'il fait éruption, il se forme du basalte en coussins. S'il ne fait pas éruption, il se solidifie plus en profondeur, en donnant, selon la profondeur (donc selon la vitesse de refroidissement, soit des basaltes, soit des gabbros (qui sont l'équivalent grenu des basaltes). Les dorsales rapides ont une ascension rapide du manteau, donc une forte fusion partielle, et une grande quantité de basalte formé. Les dorsales lentes ont une ascension lente du manteau, donc une fusion partielle pus faible, et une faible quantité de basalte formé. Dans ce cas, il est possible que de la péridotite du manteau puisse être au contact direct du milieu extérieur ; comme cette péridotite est altérée ou métamorphisée par la circulation de l'eau, on peut appeler « croûte » l'ensemble des roches de type serpentinite ou argilite qui résultent de cette altération/métamorphisme.

2.3. Donnez quelques exemples de tris géochimiques qui s'opèrent lors de la formation de la croûte océanique. Tri lors de la fusion partielle de la péridotite du manteau : Certains éléments particulièrement fusibles (« incompatibles » quittent totalement la péridotite, et passent tous dans le magma. D'autres particulièrement infusibles (« compatibles ») restent entièrement dans la partie solide et sont absents de la partie liquide. D'autres ont un comportement intermédiaire, et seule une certaine proportion passe dans le liquide, le reste étant gardé dans la partie solide. Tri lors de la cristallisation du magma : Lors de la solidification du magma, les éléments plutôt compatibles passent dans les cristaux, alors que les éléments plutôt incompatibles restent dans le liquide. Ainsi, lorsque la solidification est presque achevée, le magma résiduel n'a pas la même composition que le magma initial (on dit qu'il est différencié), et les dernières roches formées par cristallisation du magma seront différentes des premières. Enfin, il peut exister une cristallisation par altération/métamorphisme hydrothermal : l'eau circulant dans la roche dissout préférentiellement certains éléments, et peu en apporter certains autres.

2.4. Le manteau supérieur de la Terre contient 0,05% d'eau en masse et l'eau est une entité chimique supposée parfaitement incompatible, c'est à dire qu'elle se partage totalement en faveur du liquide au détriment du solide. Calculez la teneur massique en eau dans la croûte océanique qui se forme aux dorsales. On utilisera un taux de fusion partielle du manteau terrestre de 10% en masse pour la formation de la croûte océanique. On supposera que lors de la formation de la croûte océanique, aucun échange ne se produit avec l'océan. Même question pour le Fe 3+ contenu à 0,05% en masse dans le manteau et que l'on supposera également parfaitement incompatible. S'il y a 0,05% d'eau en masse dans la péridotite, cela signifie 0,5 kg par tonne. Cette tonne de péridotite, avec un taux de fusion de 10%, donne 100 kg de basalte, où l'eau est en totalité. Il y a donc 0,5 kg d'eau pour 100 kg de basalte, soit une teneur de 0,5% Même raisonnement et même résultat pour Fe 3+ : le basalte en contient 0,5%

2.5. Même question pour le Fe 2+ contenu à 6% en masse dans le manteau et pour lequel le coefficient de partage entre solide et liquide est donné par: D = (Fe 2+ ) liquide /(Fe 2+ ) solide = 1,1 où (Fe 2+ ) liquide, et (Fe 2+ ) solide sont des concentrations massiques de Fe 2+ dans le liquide et dans le solide, respectivement. à 6% en masse, il ya 60 kg de Fe 2+ dans une tonne de péridotite. Ces 60 kg se répartissent en x kg dans le liquide et y kg dans le résidu solide d'où x+y = 60 Par ailleurs, x/100 = 1,1*y/900 C'est un système de 2 équations à 2 inconnues ==> x = 6,53 kg y = 53,47 kg il y a donc 6,53 kg de Fe 3+ pour 100 kg de basalte de basalte, soit une teneur de 6,53%.

2.6. Calculez les quantités annuelles d'eau, de Fe 2+ et de Fe 3+ extraites du manteau supérieur lors de la formation de la croûte océanique. La longueur totale des dorsales est de km et le taux d'expansion océanique moyen est de 3 cm.an -1. Épaisseur de la croûte océanique : 7 km. Masse volumique de la croûte océanique : 2900 kg.m -3. volume de basalte formé = longueur * épaisseur * élargissement (problème : ici était donné le taux d'expansion pour un seul côté de dorsale, qu'il faut multiplier par 2 pour avoir l'élargissement total) A. N. V = *7000 * 0,03*2 V= 2, m 3 masse de basalte = Volume * masse volumique = 6, kg masse d'eau = masse de basalte * pourcentage d'eau /100 = 3, kg d'eau Donc 3, kg d'eau sont extraites chaque année du manteau terrestre. Même raisonnement et même résultat pour Fe 3+ : 3, kg par an Même raisonnement pour Fe 2+ : 3, kg par an

2.7. Expliquez à quel moment et par quel mécanisme les roches de la croûte océanique sont susceptibles d'acquérir l'aimantation qui sera observée sur les fonds océaniques. C'est lors de leur refroidissement, en passant au dessous de la température de Curie (environ 670°C) que les roches contenant de la magnétite (Fe 3 O 4 ) acquièrent un champ magnétique rémanent selon le champ magnétique ambiant. C'est une aimantation qui a lieu à l'état solide (le basalte est depuis longtemps solidifié). Comme les roches basaltiques contiennent un peu de magnétite, elles ont un champ magnétique rémanent correspondant au moment de leur refroidissement. Or le champ magnétique terrestre est soumis à des inversions et diverses variations au cours du temps. Les basaltes auront donc une aimantation variable selon l'époque à laquelle ils auront été émis. Au niveau des dorsales, la croûte océanique s'élargit peu à peu. On a donc une succession de basaltes de plus en plus vieux en partant du centre de la dorsale, et ces basaltes ont gardé la trace de l'aimantation qui existait lors de leur refroidissement. Aimantation : pas au moment de la cristallisation, mais au moment du refroidissement au dessous du point de Curie

2.8. L'exploration spatiale de la planète Mars a permis l'enregistrement d'un signal magnétique lors du survol des terrains martiens âgés de plusieurs milliards d'années (document 2), alors qu'aucun champ magnétique significatif n'est actuellement créé dans cette planète. Quelles ressemblances constatez vous avec le signal observé sur les fonds océaniques sur Terre? Quelles interprétations possibles déduisez vous de cette observation pour le fonctionnement géologique de la planète Mars? On trouve des bandes alternées, comme pour les dorsales terrestres. On peut donc imaginer qu'autrefois (quelques milliards d'années ???) : - Mars avait un champ magnétique comme la Terre, par mouvement d'un noyau liquide. - Mars était l'objet d'une tectonique des plaques comme la Terre, qui fossilisait le champ magnétique ambiant dans des anomalies au niveau des dorsales. Depuis lors, les deux phénomènes se sont arrêtés.

Partie 3 : Hydrothermalisme océanique 3.1. Définissez l'hydrothermalisme océanique. Où sur le fond des océans se produit il principalement? L'hydrothermalisme océanique est le phénomène d'altération/métamorphisme de la lithosphère océanique par l'eau chaude circulant dans le plancher océanique. C'est un ensemble de réactions d'hydrolyse, dissolution, et apport de quelques nouveaux éléments par l'eau de mer, à forte température (quelques centaines de degrés Celsius) et assez forte pression (jusqu'à 1 kbar environ). Il se produit essentiellement au voisinage des dorsales : - parce que c'est là que la croûte est la plus jeune et la plus chaude - parce qu'il y a de nombreuses fissures et failles normales, où l'eau peut circuler.

3.2. a. Sachant que la teneur massique en eau de la croûte océanique est d'environ 6% à partir de 100 kilomètres de la dorsale, puis ne varie pratiquement plus au delà, en s'éloignant de la dorsale, estimez la quantité annuelle d'eau transférée chaque année de l'océan à la croûte océanique par l'hydrothermalisme océanique. On se servira de valeurs numériques données dans la partie 2. On négligera les apports sédimentaires à la croûte océanique. La teneur initiale en eau du basalte est 0,5%. Après hydrothermalisme, la teneur est 6%. C'est donc que l'eau de mer a apporté 5,5%. Chaque année se forme une masse de basalte de 6, kg, et il y en a autant de transformé par hydrothermalisme. L'eau apportée par hydrothermalisme est donc : 6, * 5,5 /100 soit 3, kg. b. Décrivez une transformation minéralogique dans la croûte océanique, conséquence de ce transfert d'eau de l'océan vers la croûte océanique. olivine + eau ---> serpentine feldspath + eau ---> argiles pyroxènes + eau ---> amphiboles c. Sachant que la masse de l'océan est de 1, kg, quelle serait la durée de vie de l'océan terrestre si ce processus était le seul à intervenir dans les échanges entre l'océan et la Terre solide? Cette durée de vie vaudrait la masse totale de l'océan divisée par la masse annuelle apportée par l'hydrothermalisme à la croûte, donc enlevée à l'océan : t = 1, / 3, = 418 Ma

d. Quel processus géodynamique permet alors de conserver d'importantes masses d'eau à la surface de la Terre à l'échelle des temps géologiques? Décrivez ce processus au travers des objets et phénomènes géologiques qu'il produit. Sachant que la masse de l'océan reste à peu près constante au cours des temps géologiques, estimez la masse annuelle d'eau délivrée aux enveloppes terrestres externes par ce processus compensateur. Il faut imaginer un processus qui enlève de l'eau à la croûte océanique pour la faire retourner à l'extérieur. On peut imaginer qu'au cours du processus de subduction l'eau de la croûte est chassé vers l'extérieur. Cette eau constitue une partie des magmas volcaniques des zones de subduction. La quantité doit être équivalente à celle qui était apportée, soit 3, kg

3.3. a. Sachant que la concentration totale en fer est constante dans la croûte océanique alors que le rapport Fe 3+ / Fe 2+ passe à 0,33 à partir de 100 kilomètres de la dorsale, puis ne varie pratiquement plus au delà, en s'éloignant de la dorsale, estimez la quantité formelle molaire d'électrons libérés annuellement par l'hydrothermalisme océanique. On négligera les apports sédimentaires à la croûte océanique. On donne la masse molaire du fer = 55.8 g.mol -1. Tous les ans, dans la croûte basaltique, sont formés : QFe 2+ = 3, kg soit 5, moles et QFe 3+ 3; kg soit 7, moles la quantité d'électrons extraite correspond à la réaction : q Fe > q e - + q Fe 3+ Après la réaction, on a un rapport de 0,33 entre les quantités de fer ferreux et ferrique : (QFe 3+ +q)/(QFe 2+ -q) = 0,33 donc q = ( 0,33*QFe 3+ + QFe 2+ )/(1+0,33) ==> q= 1, moles Chaque année, 1, moles d'électrons sont extraites de l'eau de mer par transformation du fer ferreux en fer ferrique

b. Pour une fraction estimée à 90% du total, les électrons libérés par le Fe 2+ des roches sous l'effet de l'hydrothermalisme océanique sont acceptés par le di-oxygène dissous dans l'eau. Écrivez et équilibrez la réaction d'oxydo-réduction correspondante. 4 Fe > 4 e Fe 3+ 4 H + + O e - ---> 2 H 2 O Fe 2+ + O 2 ---> 2 H 2 O + 4 Fe 3+ c. Cette réaction d'oxydation est elle susceptible d'affecter les propriétés magnétiques de la croûte océanique? Pourquoi? Oui, car les minéraux magnétiques contiennent du fer sous divers états d'oxydation. La magnétique Fe 3 O 4 doit avoir 2 Fe 2 pour un Fe 3+ S'il se forme davantage de Fe 3+, il peut éventuellement se former plus de magnétite a. Calculez la masse annuelle de di-oxygène transférée par cette réaction depuis les enveloppes fluides de la Terre jusqu'à la croûte océanique. On donne la masse molaire de l'oxygène =16 g.mol -1 90% de la quantité totale d'électrons, cela fait 1, *0,9 = 1, moles d'électrons. Chaque dioxygène correspond à 4 électrons, donc la quantité de dioxygène vaut : 1, / 4 soit 3, moles de dioxygène, donc 3, * 16*2 = 9, g ou 9, kg.

b. Sachant que la masse de di-oxygène dans l'atmosphère est de 1, kg, quelle serait la durée de vie de l'oxygène atmosphérique si ce processus intervenait seul? Commentez. durée de vie : 1, / 9, = 12,3 Ma Manifestement, il existe des processus qui compensent cette consommation de dioxygène ! c. Le processus régulateur envisagé à la question 3.2. pour l'eau ne peut pas agir pour l'oxygène. Proposez une explication. Le processus en question, c'est le volcanisme de subduction. Il n'y a pas de raison pour que ce volcanisme ait une action de réduction du fer ferrique en fer ferreux. d. Proposez un mécanisme permettant de réguler la quantité de di-oxygène dans les enveloppes externes fluides de la Terre. Bien sûr, il y a la photosynthèse, qui produit du dioxygène à partir du CO 2 atmosphérique. On peut imaginer que les processus géologiques enfouissent la matière organique et le fer ferrique, et que des réactions oxydent la matière organique pour faire du CO 2 et du fer ferreux (réactions géologiques, ou réactions biologiques ??) rapport officiel pas clair : d. La sédimentation organique entraîne un excès de photosynthèse par rapport à l'oxydation de matière organique, ce qui produit un excès d'oxygène produit.

3.5. a. Décrivez brièvement des phénomènes biologiques associés à l'hydrothermalisme océanique. D'où provient l'énergie utilisée par cette biomasse? Au niveau des sources hydrothermales, il existe des bactéries (éventuellement associées à des métazoaires) capables de chimiosynthèse. L'énergie utilisée pour cette chimiosynthèse est l'oxydation de composés minéraux (H 2 S, mais aussi Fe 2 ?), pour permettre la réduction du dioxyde de carbone a. Au fond des océans, près des dorsales, à proximité des émissions d'eau réchauffées par la chaleur interne terrrestre, se développe une biomasse importante caractérisée en particulier par des densités importantes d'annélides et de mollusques de grandes tailles. L'énergie provient de l'oxydation des matériaux réduits profonds exposés à l'océan par l'hydrothermalisme. Certains candidats pensent que c’est la chaleur qui est directement utilisée comme source d’énergie primaire pour cette biomasse. Un commentaire scientifique : la plupart des candidats répondent que la production primaire de biomasse repose sur l’utilisation de H2S comme donneur d’électrons qui s’oxyde alors en S. Tous les points ont été attribués lorsque cette réponse a été faite. Il faut savoir néanmoins que, sur le plan de la recherche, l’importance relative des différents donneurs d’électrons (H2S, S2-,H2,Fe2+) est loin d’être établie quantitativement. Le plus vraisemblable est que ces différents métabolismes coexistent effectivement à proximité des fumeurs. Il faut noter néanmoins qu’une grande partie de H2S, S2-,H2 sont produits ailleurs dans la cellule de convection hydrothermale, biologiquement ou pas, à partir des sulfates et d’eau par interaction avec le profond qui reste la source primaire majeure de matériaux réduits. D’où le parti pris choisi dans ce sujet.

b. Environ 10% de la quantité annuelle d'électrons calculée à la question 3.3 est utilisée pour réduire du dioxyde de carbone CO 2 au sein d'êtres vivants. Écrivez la réaction de réduction dans l'eau de CO 2 par le Fe 2+. On considérera que la forme réduite du carbone issue de la réduction de CO 2 est le glucose C 6 H 12 O 6. 6 CO Fe e H > C 6 H 12 O H 2 O + 24 Fe 3+ c. Quelle catégorie d'organismes vivants est elle susceptible de faire cette réaction? des bactéries chimiosynthétiques (chimiolithotrophes) d. Calculez la quantité annuelle de biomasse mesurée en nombre de moles de carbone produite par ce processus dans l'hydrothermalisme océanique. chaque mole de carbone fixé nécessite 4 moles d'électrons. La quantité d'électrons mise en jeu serait de 1, *0,1 soit 1, On aurait donc la fixation de 1, /4 soit 3, moles de carbone fixé. rapport officiel sans explication : d. 0.1*1.6 10^13 moles de C soient ^12 moles de C

e. Comparez l'ordre de grandeur de cette quantité à l'ordre de grandeur de la biomasse produite chaque année par la photosynthèse. Comment l'estimer ? La Terre est une sphère de 6400 km de rayon, donc de surface 4 pi r² soit m². Si on imagine que chaque mètre carré terrestre fixe une mole de glucose, on voit que la production par chimiosynthèse est beaucoup plus faible que la production par photosynthèse. f. Comparez cette quantité à l'ordre de grandeur de la quantité de dioxyde de carbone émise chaque année dans l'atmosphère par les activités humaines. Si chaque humain rejette une tonne de CO 2 par an, pour 6 milliards d'êtres humains, on voit aussi que la quantité est faible.