Structure et évolution de l'intérieur de Titan - GABRIEL TOBIE
←
→
Transcription du contenu de la page
Si votre navigateur ne rend pas la page correctement, lisez s'il vous plaît le contenu de la page ci-dessous
Structure et évolution de
l’intérieur de Titan
GABRIEL TOBIE
Pourquoi s’intéresse-t’on à l’interieur de Titan ?
Titan:
- plus gros satellite de Saturne
- seul satellite ayant une atmosphère
massive (Psurf=1.5 bar, 2 x atm. Terre)
?
Véritable « usine chimique »
Destruction irréversible
du méthane (~10-100 Ma)
Réservoir de méthane ?
Vision de Titan avant Cassini-Huygens
Cycle du méthane
Équilibre atmosphérique
maintenu par des océans
d’hydrocarbures liquides
à la surface
Schéma réalisé par Dominic Fortes,
d’après Lunine et al. 1983.
http://www.es.ucl.ac.uk/research/planetary/
undergraduate/dom/weathering_titan/eos1.jpg
Les révélations de Cassini-Huygens
• premier survol de Titan par Cassini pas de réservoirs liquides
le 26 octobre 2004 apparents en surface
•« attitanissage » de Huygens
le 14 janvier 2005
Mosaïque d’images VIMS
obtenues après 8 survols
(C. Sotin, S. Rodriguez, S. Le Mouelic
et l’équipe VIMS)
La diversité géologique de Titan
DISR Réseaux fluviatiles, zone côtière VIMS
Sotin et al. Nature 2005
Volcans Radar
Tomasko et al. Nature 2005
de glace
Radar Dunes et rides
Lopes et al. LPSC 2005
http://photojournal.jpl.nasa.gov/
Contraintes sur l’origine de l’atmosphère
Analyses in situ par le GCMS (Huygens) Piégeage des éléments volatils dans
la nébuleuse solaire à proximité de Saturne
Ordre de piégeage des éléments volatils
Niemann et al. Nature 2005
• NH3: source de l’azote atmosphérique N2
• CH4 et N2 ont suivi une histoire différente
• 40Ar: dégazage interne Hersant et al. 2006
Origine de l’atmosphère, source du méthane ?
• Pas de réservoirs liquides
apparents en surface
? • Origine interne?
-stocké dans le sous-sol
sous forme liquide
-plus en profondeur
sous forme de clathrates
1 - Structure interne de Titan ?
2 - Profondeur du réservoir ?
3 - Mécanisme de dégazage ?
Données sur l’intérieur
Rayon: 2575 km
? (plus grand que Mercure)
Masse: 1.345 1023 kg
(1/45 masse de la Terre)
Plan de l’exposé
1- Détermination de la structure et
de la composition de l’intérieur
2- Évaluation des sources d’énergie
et du transfert thermique
3- Évolution passée de l’intérieur, lien
avec la surface, l’atmosphère et l’orbite.
Plan de l’exposé
1- Détermination de la structure et
de la composition de l’intérieur
2- Évaluation des sources d’énergie
et du transfert thermique
3- Évolution passée de l’intérieur, lien
avec la surface, l’atmosphère et l’orbite.1.1 – Densité moyenne et fraction massique en silicate
Densité moyenne : 1881 kg.m-3
Æ Densité type des silicates: 3000-4000 kg.m-3
Æ Un second matériau peu dense est nécessaire :
- H2O: élément condensé le plus abondant dans
le système solaire externe
- Densité de la glace et de l’eau:
glace basse-pression (P207 MPa): 1150-1500 kg.m-3
Selon la densité des silicates et de la phase H2O (dependant principalement
de la structure interne), la fraction massique en silicate varie entre 0.5 et 0.7.1.2 – Mesure du potentiel gravitationnel et du moment d’inertie
Potentiel gravitationnel en un point P(r) induit par une distribution de masse
dans un volume V:
G: constante gravitationnelle universelle
Décomposition en polynôme de Legendre pour un point P(r) en dehors du volume V:
φ: longitude, λ: latitude, a= rayon équatorial moyen
Les coefficients du potentiel se décomposent en un terme statique (séculaire) et
un terme dynamique.
Statique Æ sensible à la distribution
de masse dans l’intérieur
DynamiqueÆ sensible aux mouvements
de masse interne et de changement de
forme du satellite.1.2.1 – Lien entre le potentiel et le moment d’inertie
z
Définition du moment d’inertie : C
Axes principaux du moment d’inertie:
x
A
y
B
Coefficient quadrupolaires du
potentiel gravitationnel et axes
principaux du moment d’inertie1.2.2 – Sens physique des coefficients C20 et C22 pour un satellite en
rotation synchrone autour d’une planète
as: accélération centrifuge de spin
ao: accélération centrifuge orbitale
ag: accélération gravitationnelle exercée par
la planète centrale
am : accélération de marée résultant de |ag-ao|
ao as
ag
am
ao Φ
+
DSP
Planète
Satellite1.2.2 – Sens physique des coefficients C20 et C22 pour un satellite en
rotation synchrone autour d’une planète
as: accélération centrifuge de spin
ao: accélération centrifuge orbitale
ag: accélération gravitationnelle exercée par
la planète centrale
am : accélération de marée résultant de |ag-ao|
ao as
ag
am
ao Φ
+
DSP
Planète
Satellite
am et as ne sont pas constants sur tout le satellite Æ distorsion du satellite
Aplatissement du satellite + allongement dans le direction satellite-planète
Æ Redistribution des masses et changement de forme de la surface1.2.2 – Sens physique des coefficients C20 et C22 pour un satellite en
rotation synchrone autour d’une planète
Aplatissement Allongement
selon l’axe Titan-Saturne
x
Vue de coté Vue de dessus1.3 – Relation entre les coefficients C20 et C22 et les paramètres de
structure interne du satellite
Équilibre hydrostatique :
m
Um: potentiel total de marée = potentiel extérieur (rotation + attraction planète)
+ potentiel induit par la redistribution de masse.
Um= (1+ k2s) Ue Æ k2s: nombre de love séculaire (k2s=Ui/Ue)
Relation entre C2i et k2s pour un
Relation entre C/Ma2 et k2s:
satellite en rotation synchrone:
Équation de Radau-Darwin
(Valable uniquement pour un intérieur
proche de l’équilibre hydrostatique)1.2.3 – Cas d’un satellite sur une orbite excentrique synchrone
Excentricité orbitale: ecc ~3% (Titan), ~ 1% (Europe), ~0.15% (Ganymède)
Variation périodique du potentiel gravitationnel
e
e Tension/Compression
+ mouvements fluides
k2d: nombre de love dynamique
Æ réponse périodique du corps au potentiel excitateur de marée1.2.4 – Mesure du potentiel gravitationnel par orbitographie
« Radio tracking » de la sonde
lors du survol du satellite
DEEP SPACE NETWORK
Décalage doppler Æ mesure de la vitesse radiale de la sonde
par rapport à la Terre
Variation de la vitesse radiale Coefficients du potentiel
Æ
+ éphémérides précis du système (monopôle + quadripôle)
Moment d’inertie
C/Ma21.3 – Données sur les satellites de glace
orbitographie imagerie
2
Densité Rayon (km) C/MR e Prot (jour)
IO 3.528 1822 0.377 0.004 1.77
J
U
EUROPA 2.97 1565 0.347 0.010 3.55
P
I
T GANYMEDE 1.94 2634 0.311 0.0015 7.15
E
R
CALLISTO 1.851 2403 0.358 0.007 16.70
S
A
T
U TITAN 1.881 2575 ? 0.029 15.95
R
N
E1.4 – Contraintes expérimentales
Liquidus dans le système
NH3-H2O
Glace I Diagramme de phase:
Effect de l’ammoniaque
Glace I
Glace VI
Expérimentation HP/BT: : Grasset and Pargamin (2005), Choukroun et al. (2006)1.5 – Contraintes expérimentales
Densité des différents matériaux
1 / K 0'
K P '
ρ = ρ 0 (T0 , P0 ) × + 1
0
K0 1.6 – Construction de modèles de structure interne
Intégration de la masse, du moment
d’inertie, de la gravite et de la pression
Glace I
Océan
Glace HP
Silicate
Fer
+ équation d’état et diagramme de phase
1 / K 0'
K P '
ρ = ρ 0 (T0 , P0 ) × + 1
0
K0
Solution non-unique !1.6 – Cas de Ganymède: modèle à 3 couches Sohl et al., Implications of Galileo observations for the interior structure and chemistry of the Galilean satellites , Icarus (2002)
1.6 – Cas de Ganymède: modèle plus réaliste Sohl et al., Implications of Galileo observations for the interior structure and chemistry of the Galilean satellites , Icarus (2002)
1.6 – Modèles les plus plausibles pour les 4 Galiléens Couche d’eau liquide salée suggérée par les données magnétiques Galileo
1.6 – Et Titan ??
Callisto Titan Ganymede
Rayon: 2403 km 2575 km 2634 km
Densité: 1851 kg .m-3 1881 kg .m-3 1940 kg .m-3
MoI: 0.358 ? 0.311
MoI f.=0.4 : sphère homogène1.6 – Et Titan ??
Callisto Titan Ganymede
?
Partiellement différencié Totalement différencié
Eau liquide Fer
Glace Silicate
Couche d’eau liquide salée suggérée par les données magnétiques Galileo1.7 – Autres types d’observations: méthode passive
Variation périodique
•du potentiel gravitationnel Æ gravimétrie
•de la forme Æ altimétrie
•du champ de contrainte Æ sismologie
Instruments: radio tracking
altimètre laser ou radar Variation du potentiel
sismomètre à la surface
Interprétation: - amplitude Æ liquide ou non
- déphasageÆ état thermique
- séisme + variation latérale de champ de gravité
Æ épaisseur de la couche de glace Ex: Europe1.7 – Objectifs pour les futures missions
• altimetry: vertical resolution ~ 0.1m Theoretical values
horizontal resolution ~ 100 m no ocean ocean
Europa: 0.1 30 m
Radar: 0.1 m Ganymede: 0.5 7m
Callisto: 0.3 5m
Laser: ex MOLA aboard MGS ~0.3-2 m Moore & Schubert (2000, 2003); Tobie 2003
• gravimetry: δU/U0 ~ 10-6, δg at 100 km ~ 0.1mgal (10-6 m.s-2)
(Galileo: 30.10-6)
Temporal variation induced by the tide-raising potential
(Castillo et al. 2000, Moore & Schubert 2000,2003)
Spatial variation induced by lateral variations of the ice shell thickness
(Tobie et al. 2003)
• penetrating radar: • seismometer:
maximum loss: ~50 dB : Possible discrimination of ice shells varying
maximum depth of the ice/ocean interface from 5 to 20 km in thickness,
~10km (Chyba et al. 1998) even with only one lunar-type seismometer
(Kovach and Chyba 2002)
• magnetometer:
problem of inversion, but possible detection of tidal currents (G. Mitri, personal communication)Plan de l’exposé
1- Détermination de la structure et
de la composition de l’intérieur
2- Évaluation des sources d’énergie
et du transfert thermique
3- Évolution passée de l’intérieur, lien
avec la surface, l’atmosphère et l’orbite.2.1 – Source: Énergie d’accrétion
Fusion de la phase glace contenue dans
les planetesimaux
Fusion de la glace
et dévolatisation
Sédimentation des
roches silicatées
Accretion
homogène h : facteur de conversion de l’énergie cinétique
des impacteurs en chaleur
Fusion de la couche externe dépendant du
temps d’accrétion et de l’efficacité de la
conversion de Ec en chaleur.2.1 – Source: Énergie d’accrétion
Fusion de la phase glace contenue dans
les planetesimaux
Fusion de la glace
et dévolatisation
Sédimentation des
roches silicatées
Accretion
homogène h : facteur de conversion de l’énergie cinétique
des impacteurs en chaleur
Fusion de la couche externe dépendant du
temps d’accrétion et de l’efficacité de la
conversion de Ec en chaleur.
Fusion nécessaire pour former une atmosphère primitive Æ origine du N2
(dévolatilization de NH3 et conversion par les UV et impacts)
Æ Accrétion relativement rapide (2.2 – Source: Énergie radioactive dans les silicates
t=tacc: Erad~3-4TW
t=4.55Ga: Erad~0.5TW
Décroissance radioactive Æ refroidissement progressif de l’intérieur ?2.2 – Source: chauffage de marée
Excentricité actuelle : ~3% (3 x Europe, 20 x Ganymède)
Circularisation
de l’orbite
Production
de chaleur interne
Dissipation de marée Tension/Compression
Intérieur & surface + mouvements fluides2.2 – Source: chauffage de marée
Excentricité actuelle : ~3% (3 x Europe, 20 x Ganymède)
Io: le meilleur exemple d’activité
interne induite par le chauffage
de marée2.2 – Source: chauffage de marée
Excentricité actuelle : ~3% (3 x Europe, 20 x Ganymède)
Pour Titan, pas de résonance orbitale majeure à la différence
des satellites galiléens.
Dissipation de marée: perte d’énergie pour l’orbite
Décroissance de l’excentricité
ÆSource d’énergie limitée
Origine de l’excentricité élevée de Titan ??2.3 – Calcul du chauffage de marée
Structure interne
Glace I
Équation Distribution radiale
Océan Déplacements
de Poisson
Glace HP Contraintes
Équations
Silicate
du mouvement Déformations
Fer
Potentiel de marée
aplatissement
élongation2.3 – Chauffage de marée :Europe-Titan
Maximum de la dissipation
dans la couche de glace externe
au-dessus d’un océan
Dissipation dépendant
fortement de la
viscosité de la glace2.3 – Viscosité des glaces: analogues terrestres
Viscosité (Pa.s)
σ1-σ3 (MPa)
Contrainte différentielle2.4 – Différentiation de l’intérieur
Séparation des matériaux
silicatées et glacées:
Fusion de la glace,
différence de densité
Retournement du noyau:
formation d’un noyau de silicate
Ice I+MH
NH3-H2O liquid
HP ice
Silicate
After Loveday et al. 2001, 2003; Hirai et al 2001, 2003
Ice-MH-AMH
Methane Hydrate ~ Ammonia MonoHydrate +Silicate
< Liquid water < High-pressure Ice
< Silicate
At Low pressure:
MH ~ AMH~Ice I2.4 – Différentiation de l’intérieur
Séparation des matériaux
silicatées et glacées:
Fusion de la glace,
différence de densité
Retournement du noyau:
formation d’un noyau de silicate
Ice I+MH
NH3-H2O liquid
HP ice
After Loveday et al. 2001, 2003; Hirai et al 2001, 2003
Methane Hydrate ~ Ammonia MonoHydrate Silicate
< Liquid water < High-pressure Ice
< Silicate
At Low pressure:
MH ~ AMH~Ice I2.4 – Transfert de chaleur: conduction vs. convection
Déclenchement de la convection thermique très dépendant de la viscosité,
elle-même très dépendante de la température:
1 / n −1 m/n
ε& D E a Tref
η (T , ε&, D ) = η ref
×
D
× exp
RT T
− 1
ε& ref ref ref
Couche de glace externe : instable pour Tocean~270 K et b>10-20 km.
stable jusqu’à plus de 50 km si Tocean2.4 – Transfert de chaleur: convection thermique dans la couche de glace
Flux de chaleur en surface (mW/m2)
80
Cas d'Europe: 60
40
20
b = 20 km 0
ηb = ηmax ∆T=170K
= 1.5x1014Pa.s Champ de température (K)
0
~ 8 km
∆T=Tb-Ts=170K Couvercle conductif
Profondeur (km)
⇒ Ra= 1.6x106 5
Ea=50 kJ.mol-1 10
⇒ ∆η= 1.2x106
15
Hmax=2.7x10-6 W.m-3
20
OCEAN Température (K)
Flux de chaleur sortant des silicates
Sans chauffage de marée Flux de chaleur évacuée en base de couche (mW/m2)
Avec chauffage de marée
0 10 20 30 40
X (km)2.4 – Transfert de chaleur: couplage avec le chauffage de marée
Fort couplage entre génération et transfert de chaleur:
Influence de la viscosité2.4 – Transfert de chaleur: convection thermique dans le manteau silicaté
1500 K
300 K2.4 – Changement de phase: glace-eau
Le taux de cristallisation de la
couche d’eau liquide dépend :
- des sources d’énergie
- du transfert thermique
- de la chimie (NH3, H2SO4)2.4 – Changement de phase: glace-eau
Le taux de cristallisation de la
couche d’eau liquide dépend :
- des sources d’énergie
- du transfert thermique
- de la chimie (NH3, H2SO4)
Mais le transfert thermique dans la couche externe et la
production de chaleur de marée dépend de l’épaisseur de la
couche et de la température de l’océan.
Système fortement coupléPlan de l’exposé
1- Détermination de la structure et
de la composition de l’intérieur
2- Évaluation des sources d’énergie
et du transfert thermique
3- Évolution passée de l’intérieur, lien
avec la surface, l’atmosphère et l’orbite.3.1 - Méthane dans l’intérieur
Ancienne vision
Lunine and Stevenson, Icarus (1987)3.1 - Méthane dans l’intérieur
Clathrate de CH4: stable jusqu’à haute pression/ faible densité Atmosphère de vapeur:
remontée progressive en surface
H2O, NH3, N2, CH4, CO2
Courbe de stabilité des clathrates de CH4
Glace I + Hydrate
NH3-H2O
Glace HP
Silicate
Glace-
MH-AMH
+Silicate
Libération rapide
des clathrates de CH4
lors du
retournement du noyau
(t3.1 - Méthane dans l’intérieur
Clathrate de CH4: stable jusqu’à haute pression/ faible densité Atmosphère de vapeur:
remontée progressive en surface
H2O, NH3, N2, CH4, CO2
Courbe de stabilité des clathrates de CH4
Clathrate de CH4
NH3-H2O
Glace HP
Silicate
Libération rapide
des clathrates de CH4
lors du
retournement du noyau
(t3.2 - Modèle d’évolution à long terme
Transfert thermique: Dissipation de marée et évolution orbitale
modélisation numérique Atmosphère de vapeur:
H2O, NH3, N2, CH4, CO2
Modèle
de structure interne
de Titan
Diagramme de phase:
Expérience HP-BT Circularisation de l’orbite
Évolution de l’intérieur silicaté3.2 - Modèle d’évolution à long terme
Transfert thermique: Dissipation de marée et évolution orbitale
modélisation numérique Atmosphère de vapeur:
H2O, NH3, N2, CH4, CO2
Modèle
de structure interne
de Titan
Diagramme de phase:
Expérience HP-BT Circularisation de l’orbite
Évolution de l’intérieur silicatéÉvolution de l’intérieur silicaté
Hypothèses sur la composition
Puissance émise par le noyau silicaté
du noyau:
Glace I
1. Silicate hydraté:
ρsil=3000 kg.m-3, H0=3.10-11 W.kg-1,
Rsil=1900 km, xsil=0.64
2. Silicate terrestre (manteau sup):
ρsil=3300 kg.m-3. H0= 4.10-11 W.kg-1,
Rsil=1800 km, xsil=0.6.
Glace VI
3. Silicate anhydre enrichi en fer:
ρsil=4000 kg.m-3, H0= 5.10-11 W.kg-1,
Rsil=1625 km, xsil=0.53
Dissipation de marée négligeable
Ksil=3-5 W.m-1.K-1; csil=800-1200 J.kg-1.K-1
Température pour initier la convection: 1400-1500-1600 K3.2 - Modèle d’évolution à long terme
Transfert thermique: Dissipation de marée et évolution orbitale
modélisation numérique Atmosphère de vapeur:
H2O, NH3, N2, CH4, CO2
Modèle
de structure interne
de Titan
Diagramme de phase:
Expérience HP-BT Circularisation de l’orbite
Évolution de l’intérieur silicaté3.3 - Simulations de l’évolution à long terme
Paramètres d’entrée: A typical simulation
Composition:
xsil=55%,
xNH3=5%,xCH4=2.5%
pure clathrate layer
Orbite:
e0=13,5%
Viscosité de la glace
proche du point de fusion:
η0=1014Pa.s
• NH3 or/and CH4 nécessaire pour
expliquer le maintien de l’excentricité
orbitale élevée (3%) depuis la
formation de Titan.
• État d’équilibre atteint apres 2.5 Ga
peut sensible à la quantité initiale de
clathrate de CH4.3.4 - Résultats synthétiques
Relation entre la viscosité de la glace
ηm, l’excentricité orbitale initiale e0 et la
teneur en ammoniaque xNH3
qq % de NH3 nécessaire pour expliquer
l’excentricité actuelle.
Rôle de la composition de l’intérieur
silicaté (1, 2, 3), de la viscosité de la
glace et de la teneur e ammoniaque sur
l’épaisseur du réservoir de clathrate de
CH4 et le début de la convection dans la
couche de glace externe (début du
dégazage) .
Les modèles avec un noyau silicaté
partiellement hydraté + qq % de NH3
permettent le maintien de l’excentricité et
induisent un dégazage suffisant pour
maintenir le CH4 dans l’atmosphère.3.5 - Histoire possible du dégazage de méthane
3.6 - Dégazage des autres gaz
• Dégazage de 40Ar, 36Ar, CO
pendant les deux premiers épisodes
de dégazage massif de CH4 (0.5-1
Ga, 2-3 Ga).
• Séquestration de H2S, C2H6, Xe
sous forme de clathrates à la base
de l’océan.
Hersant, Gautier, Tobie, Lunine (2006)
40Ar, 36Ar,
CO détectés par le Huygens GMCS
dans l’atmosphère de Titan (en plus de CH4 et N2)3.7 – Simulation du dernier épisode de dégazage
Tobie et al., Nature (2006)
Dégazage géologiquement récent déclenché
par des panaches de glace chaude déstabilisant
le réservoir de clathrate dans la croûte.3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
3.7 - Simulations incluant un mélange de glace et de clathrate
Profile de température3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle Zone de faiblesse
3.7 - Simulation incluant la fracturation du couvercle
Profile de temperature3.8 – Confrontation aux donnees Cassini-Huygens
CASSINI: Radar VIMS
Radar: -surface jeune peu cratérisé
-écoulement: cryomagma ?
hydrocarbure ?
-cryovolcan?
-activité tectonique ancienne
VIMS: -cryovolcan ?
-composition ?
Lopes et al. LPSC 2005 Sotin et al. Nature 2005
SSI: - peu de cratères
Volcans
sur Titan ?
DISR
HUYGENS:
DISR: -réseau fluviatile
-lacs asséchés
-glace d’eau en surface
GCMS:- 14N/15N, 12C/13C, 40Ar3.8 – Confrontation aux donnees Cassini -Huygens
CASSINI: INTERPRETATION:
Radar: -surface jeune peu cratérisé
-écoulement: cryomagma ? -resurfaçage récent activité cryovolcanique
hydrocarbure ? hydrocarbures liquides
-cryovolcan? -> éruption massive
-activité tectonique ancienne de méthane
VIMS: -cryovolcan ? -activité tectonique ancienne: effet de marée accru
-composition ? dans le passé
-> excentricité élevée
SSI: - peu de cratères
-14N/15N échappement atmosphérique
-> atmosphère primitive
HUYGENS: -12C/13C dégazage tardif
DISR: -réseau fluviatile -> éruption
-lacs asséchés
-glace d’eau en surface -40Ar altération aqueuse des silicates (40K)
+ cryovolcanisme et/ou dégazage
GCMS:- 14N/15N, 12C/13C, 40Ar -> océan chaudCONCLUSIONS
Résultats (1)
• État actuel : couche convective
d’un mélange de glace et de
clathrate de méthane (200km) + couche
de glace HP et noyau de silicate
• Activité cryovolcanique: 3
grands épisodes de dégazage
(0.5-1 Ga, 2-2.5 Ga, >4Ga)
expliquant la composition actuelle
en CH4, 40Ar, CO de l’atmosphèreCONCLUSIONS
Résultats (2)
• Panaches de glace au-dessus de
l’océan d’eau et ammoniaque
capable de déstabiliser les
clathrates de méthane
• Fracturation de la croûte aidée
par le contraction de l’intérieur due
à la cristallisation de l’océan.
• Dissociation des clathrates
d’ammoniaque favorisée par la
présence d’ammoniaque.
De nombreuses observations à venir
• Surface/nuages: VIMS, Radar, ISS
• Interieur: Radio Science Subsystem
Et peut-être une éruption en direct ….Encelade : une lune « cryo » volcaniquement active
Jets de gaz et de particules de glace au pôle sud
d’Encelade, associés à une anomalie thermique
importante et une zone tectoniquement très active.
Activité cryovolcanique probablement
induite par le chauffage de marée.Vous pouvez aussi lire
