COMMENT UN OCÉAN DE MAGMA A PU CHANGER L'HYDROGÈNE EN EAU
Imaginez la jeune Terre juste après un impact géant : un océan planétaire de roche fondue — un océan de magma — sous une atmosphère dense, faite surtout d’hydrogène. Mettez de l’hydrogène au contact d’un oxyde de fer qui porte un surplus d’oxygène : l’hydrogène prend l’oxygène et devient de l’eau. Cela a-t-il pu se produire à l’échelle d’une planète, et à quelle vitesse ? Tatsuya Yoshida, de l’Earth-Life Science Institute de l’Institute of Science Tokyo, et ses collègues des universités de Hokkaido et du Tohoku et de l’Institut national japonais des technologies de l’information et de la communication (NICT) ont construit un modèle pour le savoir.
Le fer coupé en deux, en profondeur
Dans un océan de magma profond, aux pressions du manteau inférieur, la partie profonde du manteau, le fer ferreux (FeO, un atome d’oxygène par atome de fer) peut se dismuter : il se scinde en fer métallique et en fer ferrique (FeO₁.₅, un atome et demi d’oxygène par atome de fer), selon 3 FeO → 2 FeO₁.₅ + Fe. Le métal tombe dans le noyau et la convection répartit le fer ferrique ; d’après des études antérieures, le bain fondu devient alors à peu près aussi oxydé que le manteau actuel. À quelle vitesse réagirait-il avec l’hydrogène au-dessus, et que ferait l’atmosphère au magma en retour ? Bien des modèles antérieurs traitaient le manteau et le magma comme une réserve d’oxygène sans fond.
Une peau qui coule sans cesse
Le modèle couple l’hydrogène qui pénètre dans le bain fondu, sa réaction avec le fer ferrique (H₂ + 2 FeO₁.₅ → H₂O + 2 FeO), le partage de l’eau et des oxydes entre l’air, le magma et le manteau solide qui cristallise en dessous, et le refroidissement de la planète. L’air compte au départ une dizaine de molécules d’hydrogène pour une molécule d’eau. Les quantités se mesurent en N_TO : un N_TO, c’est autant de molécules d’hydrogène qu’il y a de molécules d’eau dans les océans actuels. Comme on ignore à quel point le magma se mélange au manteau solide, l’équipe a calculé deux extrêmes : échange libre (cas 1), ou bain fondu piégé dans le manteau à mesure qu’il se solidifie (cas 2).
Le goulot d’étranglement, c’est le haut du magma. L’hydrogène diffuse très lentement dans la roche fondue : il doit donc traverser une fine couche limite à la surface. Cette couche ne reste pas en place : refroidie par le haut, elle s’alourdit jusqu’à couler, et du magma frais prend sa place. Pour un océan de magma chaud et profond — une température de surface de 2 400 kelvins, une pression de 50 gigapascals à sa base, 400 watts de chaleur qui s’échappent par chaque mètre carré —, cela se produit toutes les 70 secondes environ.
Pendant ce temps, l’hydrogène pénètre de moins d’un millimètre dans une couche épaisse de 19 millimètres. Mais le renouvellement constant garde une pente de concentration raide, et le flux reste élevé : plus de 0,1 N_TO par millier d’années, 0,35 en moyenne.
Le modèle : l’hydrogène diffuse de l’atmosphère dans une fine couche limite, réagit avec le fer ferrique pour former de l’eau, et la couche bascule dans l’océan de magma. Plus bas, le fer se scinde en fer ferrique et en métal. Les cas 1 et 2 diffèrent par les échanges entre le magma et le manteau solide. — Figure 1, Yoshida et al. (2026), arXiv:2610.38503.
Environ dix mille ans
Dans l’exemple principal — 10 N_TO d’hydrogène et d’eau au total, un magma qui descend jusqu’à 50 gigapascals (les auteurs repèrent la profondeur par la pression qui règne au fond : plus c’est profond, plus elle est forte) —, le fer ferrique est consommé, mais le fer continue de se scinder à la base de l’océan de magma et le remplace : le bain reste à peu près aussi oxydé. La surface atteint l’équilibre chimique avec l’air quand celui-ci contient à peu près autant de vapeur d’eau que d’hydrogène : au bout d’environ 0,01 million d’années, soit 10 000 ans. L’hydrogène, air et magma confondus, est alors passé d’environ 5 N_TO à moins de 1, et l’eau, dissoute pour l’essentiel dans le bain fondu, a presque doublé. Les auteurs obtiennent cette rapidité quand l’océan de magma est assez profond et chaud pour atteindre le manteau inférieur.
L’océan de magma gèle ensuite en 2 millions d’années environ dans le cas 1, sous une atmosphère qui fait couverture. L’eau s’échappe du bain à mesure qu’il cristallise : dans le cas 1, plus de 80 % finit dans l’air.
En haut : pression de l’hydrogène (vert) et de la vapeur d’eau (bleu) dans l’atmosphère. En bas : quantités totales, en N_TO. À gauche, cas 1 ; à droite, cas 2. Vers 10⁻² million d’années, l’hydrogène s’effondre et l’eau monte. — Figure 6 (panneaux a–d), Yoshida et al. (2026), arXiv:2610.38503.
L’air fait contrepoids
En se formant, les cristaux prennent le fer ferrique de façon inégale. Dans le cas 1, il préfère le manteau solide et le bain tendrait à devenir réducteur, c’est-à-dire avide d’oxygène plutôt que prêt à en céder ; l’eau qui quitte le magma réagit alors avec le fer ferreux, et l’air oxyde le magma. Dans le cas 2, le fer ferrique s’accumule dans le bain une fois solidifié le manteau supérieur, la partie la moins profonde du manteau ; l’hydrogène le réduit alors. L’atmosphère joue le rôle de tampon, et les deux cas finissent avec un air assez semblable. Supprimez cette comptabilité de l’oxygène, comme le faisaient les modèles antérieurs, et ils divergent nettement.
Océans plus profonds, plus d’eau
Sur l’ensemble des calculs, plus l’océan de magma est profond, plus il fabrique d’eau : une pression plus forte favorise la scission du fer. Pour des profondeurs dans la gamme déduite du partage des éléments sidérophiles (« qui aiment le fer ») entre métal et roche — 28 à 53 gigapascals à la base —, plus de 70 % de l’hydrogène finit en eau. Si la jeune Terre a réuni autant d’hydrogène que l’eau contenue aujourd’hui dans toute la Terre hors du noyau, soit 1 à 10 N_TO, cette chimie pourrait expliquer le stock d’eau de la Terre, écrivent les auteurs.
Mars suit la même tendance. Un océan de magma martien, s’il a existé, ne pouvait pas descendre plus bas que le noyau de la planète, à une pression de 18 à 19 gigapascals ; le modèle donne alors un manteau bien moins oxydé que celui de la Terre — en accord avec les météorites martiennes, dont la chimie se situe près du point où fer métallique et oxyde de fer coexistent.
Ce qui pourrait changer le tableau
Le modèle suppose que les gouttelettes de fer tombent aussitôt dans le noyau ; maintenues en suspension par la convection, elles pourraient laisser la surface réductrice et limiter la production d’eau. Les expériences à haute pression ne s’accordent pas sur la quantité de fer ferrique formée. Les données de diffusion s’arrêtent vers 1 700 kelvins et la vitesse de réaction vient d’oxydes de fer solides : l’absorption d’hydrogène est donc probablement sous-estimée. Enfin, le modèle laisse au manteau un rapport fer ferrique sur fer ferreux de 0,06 à 0,15, au-dessus des 0,02 à 0,06 actuels : des processus ultérieurs, comme l’arrivée tardive de matériaux riches en métal, devraient l’abaisser.
Un ciel resté riche en hydrogène
Une fois l’océan de magma gelé, la vapeur d’eau a dû se condenser en un océan de surface. L’hydrogène restant serait demeuré dans l’air avec des gaz carbonés et azotés ; selon les auteurs, il a pu aider à former du méthane, de l’ammoniac, puis des composés organiques qui se seraient accumulés dans ce premier océan. Dans ce scénario, une bonne part de l’eau de cet océan a commencé comme hydrogène dans le ciel, entraînée dans le magma par une peau qui coulait et se renouvelait toutes les minutes environ.