Planétologie/Les atmosphères planétaires

Un livre de Wikilivres.
Sauter à la navigation Sauter à la recherche

L'atmosphère de chaque planète est quelque peu idiosyncratique mais quelques similitudes peuvent s'observer sur toutes les planètes. Divers paramètres influencent la présence ou le fonctionnement des atmosphères planétaires. Parmi ceux-ci, on trouve notamment la forme de l’orbite céleste, la vitesse de rotation, sans compter la masse et la composition chimique de la planète.

Paramètres qui guident le destin de l’atmosphère

La pression atmosphérique[modifier | modifier le wikicode]

Pression de l'air en fonction de l'altitude.

Comme vous le savez peut-être déjà, la pression atmosphérique diminue progressivement avec l'altitude. Alors certes, les différences de température entre couches atmosphériques compliquent quelque peu la donne, ce qui fait que la diminution de pression n'est pas régulière. Mais la diminution de pression avec l'altitude reste un fait valide, quelle que soit l'atmosphère.

L'influence de la pesanteur sur la pression atmosphérique[modifier | modifier le wikicode]

La cause de cette diminution est simplement la force de gravité. Pour comprendre pourquoi, il faut rappeler d'où vient la pression atmosphérique. À une altitude donnée, la pression provient du poids de l'air situé au-dessus. Il va de soi que plus on monte, moins on trouve d'air au-dessus de sa position : moins d'air pesant signifie moins de pression. Pour rendre compte de cela mathématiquement, on peut établir une équation qui donne la différence de pression entre deux points, l'un à une altitude et l'autre à une altitude . La différence de pression entre deux points A et B est liée au poids de l'air sur la hauteur A-B.

Différence de pression entre deux points.

Si on prend une petite différence d'altitude, on peut supposer que l'accélération de la pesanteur est constante. Il est crédible de supposer que la pesanteur est constante sur toute l'épaisseur de l'atmosphère. L'équation différentielle précédente s'écrit alors comme suit, avec la densité de l'air et l'accélération de la pesanteur :

En simplifiant l'équation précédente, on a :

On peut alors passer à la limite, ce qui donne :

La relation entre pression atmosphérique et densité de l'air[modifier | modifier le wikicode]

Cette équation lie la densité de l'air à la variation verticale de pression. On ne peut la résoudre sans faire d'hypothèses sur l'évolution de la densité avec l'altitude. On peut évidemment penser que la densité de l'air diminue avec l'altitude, ce qui est intuitif. Et c'est effectivement ce qu'on observe dans les atmosphères planétaires. Pour poursuivre, nous allons faire une hypothèse : l'atmosphère est un gaz parfait. Cette approximation est clairement valide dans les atmosphères planétaires que nous allons étudier, au moins dans la troposphère. Sous cette condition, la loi des gaz parfait nous dit que la densité de l'air se calcule comme suit :


Démonstration

Le terme est, par définition, la masse molaire du gaz. En notant celle-ci , on a :

On peut maintenant introduire cette équation dans l'équation différentielle précédente, ce qui donne :

Et que l'on peut reformuler sous cette forme :

Ou encore, comme ceci :

L'exemple d'une atmosphère isotherme[modifier | modifier le wikicode]

Maintenant, supposons que la température est constante sur toute l'atmosphère. On peut alors résoudre l'équation différentielle précédente, ce qui donne :


Démonstration

Partons de l'équation :

Intégrons :

En posant que la constante d'intégration k est égale à , à savoir le logarithme de la pression au sol (altitude 0), on a :

En prenant l'exponentielle, on a :

Cette équation nous dit que la pression diminue exponentiellement avec l'altitude. Mais rappelons qu'elle ne vaut que si la température est constante sur tout le profil vertical de l'atmosphère. Dans la section suivante, nous allons relaxer cette hypothèse, en étudiant comment varie la température avec l'altitude, dans la troposphère.

Modèle d'atmosphère isotrope et barotrope.

L'exemple d'une atmosphère avec un gradient vertical de température linéaire[modifier | modifier le wikicode]

Une hypothèse plus réaliste, du moins dans la troposphère, est de supposer que la température est une fonction affine de l'altitude. Nous justifierons cette hypothèse dans le paragraphe suivant, qui porte sur l'évolution de la température dans la troposphère. Dans ce cas, les calculs changent quelque peu et nous donnent l'équation suivante :


Démonstration

Partons de l'équation :

Notre hypothèse nous dit que : . En faisant le remplacement, nous avons :

En intégrant, il vient :

En posant que la constante d'intégration k est égale à , à savoir le logarithme de la pression au sol (altitude 0), on a :

En prenant l'exponentielle, nous trouvons :

La température des atmosphères planétaires[modifier | modifier le wikicode]

On vient de voir dans le chapitre précédent que l'on peut calculer la température de surface d'une planète, en tenant compte ou non de l'effet de serre. Cependant, la température de l'atmosphère varie avec l'altitude, de même que sa pression. Ces variations sont la résultante de deux phénomènes distincts : le rayonnement solaire et la pression atmosphérique. Dans cette section, nous allons voir comment ces deux phénomènes influencent la température de l'atmosphère, et comment cette température évolue avec l'altitude.

La structure thermique des atmosphères planétaires[modifier | modifier le wikicode]

La pression atmosphérique baisse naturellement avec l'altitude, ce qui retentit sur la température (via la loi des gaz parfaits). Plus l'altitude, et donc la pression atmosphérique, baissent, plus la température fait de même. L'effet du rayonnement solaire va dans le sens opposé : il fait augmenter la température avec l'altitude. En effet, le sommet de l'atmosphère étant plus irradié, car l’atmosphère absorbe du rayonnement sur toute son épaisseur. En général, ces deux phénomènes structurent l'atmosphère planétaire en deux couches : une troposphère où la température diminue avec l'altitude, et une thermosphère où elle augmente. Dans la troposphère, le refroidissement par baisse de pression l'emporte sur l'effet du rayonnement, d'où la baisse de température avec l'altitude. C’est l'inverse dans la thermosphère, chauffée par le Soleil, où le rayonnement l'emporte, ce qui explique pourquoi la température augmente avec l'altitude.

Parfois, des couches supplémentaires peuvent se rajouter, en raison de phénomènes physiques particuliers, liés à la composition chimique exacte de l'atmosphère, qui varie avec l'altitude. C'est le cas sur la Terre, qui a une atmosphère structurée en quatre couches. Les autres planètes du système solaire ont une structure verticale moins complexe, avec seulement deux à trois couches, guère plus. Par exemple, Vénus a une atmosphère en deux couches, alors que Uranus et Jupiter ont une structure en trois couches. Par exemple, sur Jupiter, une couche de température uniforme vient s'intercaler entre la thermosphère et la troposphère.

Atmosphère de Venus.
Atmosphère de Jupiter.

Sur Terre, on observe grossièrement quatre couches distinctes, qu'on ne retrouve pas forcément sur les autres planètes.

  • La couche d'atmosphère proche du sol, où les nuages et les phénomènes météorologiques se forment, est appelée la troposphère. C'est une couche où la température baisse avec l'altitude.
  • Elle est suivie par une zone où la température augmente avec l'altitude : la stratosphère.
  • Au-dessus de la stratosphère, les températures diminuent dans la mésosphère.
  • Au-delà, on trouve une couche atmosphérique où la densité et la pression chutent fortement alors que la température augmente de plus belle : cette thermosphère est la lisière de l'atmosphère, la fin de celle-ci.
Atmosphère terrestre.

Sur Terre, on observerait une structuration en deux couches s'il n'y avait pas la stratosphère pour couper la troposphère en deux (la troposphère proprement dit et la mésosphère). Rappelons que, sur les autres planètes, la stratosphère n'existe pas, car il n'y a pas d'ozone ou de gaz équivalent pour absorber le rayonnement solaire.

La température dans la troposphère[modifier | modifier le wikicode]

Nous allons maintenant étudier la variation de la température dans la troposphère. Comme on le sait déjà, la température baisse avec l'altitude, du moins dans la troposphère. Cette diminution est essentiellement liée à la baisse de pression avec l'altitude. L'existence d'une stratosphère, ou des autres couches, est liée à l'absorption du rayonnement solaire par l'atmosphère, à la base de la stratosphère. Dans ce qui va suivre, nous allons nous concentrer sur l'évolution de la température dans la troposphère. Nous allons démontrer que la température troposphérique diminue linéairement avec l'altitude, le coefficient de proportionnalité étant appelé le gradient adiabatique sec. La formule que nous allons démontrer est la suivante, avec :

  • la masse molaire de l'air ;
  • et la capacité calorifique molaire à pression constante de l'air.


Démonstration

Pour cela, nous allons poser une hypothèse de travail pour simplifier les calculs. Nous supposons que l'air, quand il monte ou descend, n'échange pas de chaleur avec l'air environnant. Dit autrement, les variations de température proviennent de variations de pression, mais pas de gains ou de pertes de chaleur. Cette hypothèse tient bien dans la troposphère, mais pas dans les autres couches, où l'absorption du rayonnement solaire chauffe l'air quand il monte. Pour simplifier les calculs, nous allons utiliser l'enthalpie, une variable thermodynamique égale à la somme de l'énergie interne et au travail nécessaire pour atteindre sa pression actuelle (la pression nécessaire pour qu'il atteigne son volume). Par définition, celle-ci vaut : . La thermodynamique nous donne la valeur de la variation d'enthalpie, ce qui donne :

Vu qu'il n'y a pas d'échange de chaleur, l'entropie ne varie pas, ce qui donne :

Une autre équation de la thermodynamique nous dit que , avec la capacité calorifique à pression constante. On a donc :

Divisons par  :

Vu que , on a :

Divisons par  :

Or, nous avons démontré plus haut que . Le remplacement donne :

En simplifiant par p et en réarrangeant, il vient :

Cette équation nous dit que la température est une fonction affine de la température. La relation est la suivante :


Démonstration

Pour démontrer cette relation, partons de l'équation précédente :

La constante d'intégration est la température au sol, que nous noterons . Nous avons alors :

L’évolution des atmosphères : composition chimique et conditions pour l'existence/absence d'une atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Mises à part les exceptions que sont Mercure et les planètes naines, les planètes telluriques ont une atmosphère, de même que toutes les planètes gazeuses. Il est intéressant d'étudier les conditions qui permettent à une planète de conserver son atmosphère. Divers phénomènes entrent en jeu : gravitation universelle, présence d'un champ magnétique, vent solaire intense, etc. La présence ou l'absence d’une atmosphère dépend de quelques paramètres : température de surface, pesanteur de la planète, masse des atomes, présence d'un chap magnétique, etc. Tous influencent divers phénomènes chimiques et gravitaires, qui font que la planète pourra garder ou non son atmosphère.

De plus, ces phénomènes qui permettent à une planète d'avoir une atmosphère sont les mêmes que ceux qui gouvernent la mise en place de l'atmosphère et sa composition chimique, ce qui fait parler de la présence d'une atmosphère et de sa composition chimique revient au même (ou presque). Aussi, nous allons parler en même temps de la composition chimique, des conditions d'existence d'une atmosphère et de leur évolution. Dans cette section, nous allons voir comment les atmosphères planétaires se sont mises en place, comment elles ont évoluées, et comment cela a retentit sur leur composition chimique. Dans les grandes lignes, les planètes ont vu une première atmosphère se former en même temps qu'elles, par condensation de la nébuleuse protoplanétaire. Cette atmosphère primaire a été conservée sur certaines planètes, mais elle a disparu sur d'autres pour laisser la place à une atmosphère secondaire. Dans ce qui va suivre, nous allons d'abord parler de l'atmosphère primaire, avant de voir quels processus ont donné naissance aux atmosphères secondaires.

Type d'atmosphère (primaire ou secondaire) selon la planète/le satellite
Planète gazeuse/géante Planète tellurique Planète naine Satellites et astéroïdes
Atmosphère primaire Atmosphère secondaire (sauf pour mercure, qui n'a pas d'atmosphère) Pas d'atmosphère

L'atmosphère primaire[modifier | modifier le wikicode]

Les atmosphères primaires se sont formées en même temps que le système solaire, par accumulation des résidus gazeux de la nébuleuse primordiale. On les retrouve sur les planètes très massives, sur lesquelles l'atmosphère n'a pas pu s'évaporer et a donc été conservée telle quelle. Dans le système solaire, on les retrouve sur les planètes gazeuses Jupiter, Saturne, Neptune et Uranus, seules suffisamment massives pour conserver une atmosphère primaire.

En théorie, l'atmosphère primaire a une composition chimique qui dépend de la position de la planète dans le système solaire. N'oublions pas, que les atomes légers se sont éloignés du Soleil alors que les atomes lourds ont pu rester à proximité du Soleil, à cause du vent solaire et de la répartition thermique dans le disque protoplanétaire. Les planètes éloignées ont donc une atmosphère très riche en Hydrogène et en Hélium, alors que les plus proches sont riches en éléments plus lourds, comme l'Oxygène ou le Carbone. En pratique, dans le système solaire, les planètes géantes sont composées presque exclusivement d'Hydrogène et d'Hélium.

Les réactions chimiques dans la nébuleuse primordiale[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère primaire était riche en Hydrogène, Hélium, Carbone, Azote et Oxygène, mais il ne faut pas oublier que ces éléments chimiques interagissent entre eux pour former des molécules. Connaitre la composition atomique de la nébuleuse primordiale ne suffit donc pas à décrire correctement l'atmosphère primitive : il faut aussi savoir comment ils vont se combiner en molécules. Pour cela, on doit connaitre les réactions chimiques possibles entre H, C, O N et He.

A noter que les explications qui vont suivre sont assez simplifiées et que les réactions chimiques dans la nébuleuse devaient être beaucoup plus complexes et plus nombreuses. Mais il s'agit d'une première approximation qui fonctionne bien pour qui souhaite avoir un simple bagage minimum sur le sujet. Ces modèles peuvent prendre en compte non seulement la pression et la température, mais aussi les teneurs exactes en éléments chimiques, le potentiel rédox, le pH, et bien d'autres paramètres. Dans le domaine de la recherche, les modèles théoriques les plus perfectionnés peuvent utiliser plusieurs centaines d'équations chimiques de ce style et nécessiter des simulations informatiques pour être résolus.

Si l'Hélium n'interagit avec presque rien, les autres éléments peuvent former des molécules simples : ammoniac, gaz carbonique, méthane, eau, etc. Pour résumer ces réactions :

  • L'hydrogène peut réagir avec lui-même pour former du dihydrogène .
  • L'azote peut faire de même, ce qui forme alors du diazote .
  • L'azote peut aussi réagir avec de l'hydrogène, ce qui donne de l'ammoniac .
  • Le carbone peut réagir avec de l'hydrogène pour donner du méthane .
  • Le carbone et l'oxygène peuvent réagir pour former du monoxyde de carbone ou du gaz carbonique </math>CO_2</math>.
  • Enfin, hydrogène et oxygène peuvent réagir pour donner de l'eau .

Ces molécules peuvent ensuite réagir entre elles, pour former de nouvelles molécules pour détruire celles existantes. La recherche nous dit que les réactions chimiques pertinentes dans la nébuleuse primordiale semblent être les suivantes :

La première réaction nous dit que la nébuleuse peut se condenser pour donner du méthane et de l'eau, ou du monoxyde de carbone et du dihydrogène. La seconde nous dit qu'elle peut donner de l'ammoniac, ou du diazote et du dihydrogène. La troisième nous dit que le monoxyde de carbone peut réagir avec l'eau pour donner du gaz carbonique et du dihydrogène.

On peut fusionner la deuxième et la troisième équation, ce qui permet de résumer le tout à un système à deux équations :

Pour résumer, la première réaction nous dit que la nébuleuse peut se condenser pour donner du méthane et de l'eau, ou du dioxyde de carbone et du dihydrogène. La seconde nous dit qu'elle peut donner de l'ammoniac, ou du diazote et du dihydrogène.

La répartition des molécules dans le système solaire interne et externe[modifier | modifier le wikicode]

Composition des atmosphères de Venus, de la Terre et de Mars.

A de faibles températures et/ou de fortes pressions, les réactions tendent à privilégier la formation des termes de gauche. C'est l'inverse pour les fortes températures et/ou les faibles pressions, qui poussent l'équilibre vers les termes de droite. On peut alors déterminer la composition de l'atmosphère primaire selon la température et la pression dans le disque protoplanétaire.

Dans le système solaire interne, la température est assez forte et la pression convenable. Les équations stœchiométriques précédentes nous disent que ce privilégie la formation de gaz carbonique, de dihydrogène et de diazote. Le monoxyde de carbone est aussi présent, mais il réagit rapidement avec l'eau si celle-ci est présente, donnant du gaz carbonique. Cela est bien illustré par la composition de leurs atmosphères, qui sont riches en et en . Cependant, on voit plusieurs points de divergence entre la composition chimique actuelle de leurs atmosphères et celle de la nébuleuse primordiale. Déjà, on peut remarquer que ces trois atmosphères sont pauvres en Hydrogène et en Hélium. De plus, la Terre a une atmosphère très riche en oxygène, alors que Venus et Mars n'en ont pas et n'ont que du CO2 et du N2 dans leur atmosphère. Enfin, Venus et Mars sont assez pauvres en eau, contrairement à la Terre. Mais les raisons sont à voir dans l'évolution ultérieure de ces atmosphères, qui ont subit divers processus qui ont modifié la composition chimique. Pas étonnant dans ces conditions que ces trois atmosphères ne reflètent pas fidèlement de la composition de la nébuleuse primordiale. Mais nous détaillerons cela plus tard.

Dans le système solaire externe, la température est très faible. L'hydrogène et l'Hélium sont courants, ce qui fait qu'ils ne sont pas le point limitant dans les équations précédentes. De plus, les faibles températures privilégient la formation de méthane, d'ammoniac et de vapeur d'eau. C'est exactement ce qu'on observe sur les planètes géantes, où les nuages d'ammoniac sont courants et le méthane abondant. De manière plus anecdotique, le milieu est chimiquement réducteur. L'hydrogène a alors tendance à réagir avec toutes les espèces chimiques présentes et donne des molécules courantes comme de l'eau ou du , ais aussi des espèces plus rares comme le , le et bien d'autres.

Les atmosphères secondaires[modifier | modifier le wikicode]

Sur les autres planètes, les atmosphères primaires ont évolué suite à divers phénomènes de fuites : le vent solaire a littéralement soufflé l'atmosphère primaire, les impacts de très grosses météorites ont fait de même, l'échappement gravitationnel a permis aux éléments légers de quitter l'atmosphère pour aller dans le milieu interplanétaire, et ainsi de suite. Tout cela fait que l'atmosphère primaire a finit par disparaître et qu'une atmosphère secondaire s'est mise en place.

Parmi les phénomènes qui ont donné naissance aux atmosphère secondaires, nous allons surtout parler de l'échappement gravitationnel, qui permet à l'atmosphère de s'"évaporer" progressivement et de perdre ses éléments chimiques légers. L'échappement gravitationnel a fait que les éléments chimiques légers que sont l'Hydrogène et l'Hélium ont quitté les atmosphères des planètes telluriques, ne laissant derrière eux que le Carbone, l'Azote, l'Oxygène et d'autres éléments lourds. Pour résumer rapidement, les espèces chimiques légères vont s’échapper de l'atmosphère sur les planètes légères et/ou chaudes, alors que des planètes massives et/ou froides les conserveront.

L'échappement gravitationnel[modifier | modifier le wikicode]

Si on fait la liste des planètes sans atmosphère et qu'on la compare à celles qui en ont une, un point se dégage : toutes les planètes avec une atmosphère sont plus massives que celles qui n'en ont pas. Cette influence est facile à comprendre intuitivement : sans gravité, l'atmosphère s'échapperait dans l'espace. Il faut qu'une planète ait une gravité suffisante pour conserver son atmosphère, pour l'attirer suffisamment pour l'empêcher de s'enfuir.

Pour rendre compte de cet effet, il nous faut faire intervenir la vitesse de libération du gaz atmosphérique, à savoir la vitesse qu'il faudrait pour qu'une molécule s'échappe dans l'espace. Pour s'échapper dans l'espace, un objet doit atteindre la vitesse de libération. Si elle n'atteint pas cette vitesse, une particule de gaz restera dans l'atmosphère. La vitesse de libération se calcule avec la formule suivante :

, avec la vitesse de libération, la masse de la Terre , la constante de gravitation de Newton et le rayon terrestre.

Les atomes et molécules de l’atmosphère ont une énergie cinétique qui dépend de la température. Si on suppose que l'atmosphère est composée uniquement d'atomes ou de molécules sans axes de rotation, leur vitesse moyenne se calcule avec cette formule :

, avec la vitesse moyenne, la température, la constante de Boltzmann et la masse atomique.

On peut calculer la température nécessaire pour un atome de masse pour quitter l'atmosphère. Pour cela, on égalise la vitesse de libération avec la vitesse moyenne.

Après quelques manipulations algébriques, on peut isoler la température de libération :

Maintenant, omettons la constante . On a :

Précisons que les calculs précédents valent aussi bien pour les éléments chimiques que pour des molécules. Ainsi, des molécules lourdes ont moins de chances de s'échapper gravitationnellement que les molécules légères.

En réalité, un calcul plus précis devrait prendre en compte le fait que la vitesse moyenne est un mauvais indicateur : certaines particules ont une vitesse supérieure, suffisante pour s'échapper de l'atmosphère. Ce qui fait qu'il vaut mieux considérer la formule précédente comme une approximation qualitative.
Vitesse de libération en fonction de la température pour plusieurs objets du système solaire.

Pour résumer, les particules massives ont besoin d'une température plus forte que les autres pour atteindre la vitesse de libération. De même, une planète massive aura besoin d'une température plus forte pour évaporer son atmosphère. C'est techniquement ce qu'on observe dans le système solaire. Le schéma ci-contre montre quelle est la vitesse de libération pour plusieurs éléments chimiques, indiqués par des droites, selon la masse de la planète. Les planètes sont indiquées sur ce schéma, ce qui permet de prédire quelle est la composition chimique de chaque planète.

On devine pourquoi Mercure et la plupart des satellites n'ont jamais eu d'atmosphère : leur gravité est trop faible pour maintenir des gaz à leur surface, à l'exception de Xénon qui est trop rare pour former une atmosphère. Les corps telluriques un peu plus massifs, comme Venus, Mars et la Terre, ont pu conserver les éléments lourds mais pas les éléments légers. Leur atmosphère s'est rapidement appauvrie en Hydrogène et en Hélium, alors que l'Oxygène, le Carbone et l'Azote sont restés. Cela explique pourquoi leurs atmosphères sont si pauvres en H et He, mais riches en eau, gaz carbonique et diazote. Enfin, les planètes massives, comme les planètes géantes, ont pu conserver leurs éléments légers, qui n'ont pas pu s'échapper. Elles ont donc gardé une composition chimique proche de ce qu'on trouve dans la nébuleuse primordiale et n'ont pas vraiment d'atmosphères secondaires, à quelques détails près.

Ce processus est aujourd'hui le seul moyen d'expliquer la teneur en deutérium des atmosphères de Venus et Mars. Sur Venus, les mesures donnent un rapport deutérium/hydrogène de plus de 100 à 150 fois celui de la Terre. La raison à cela est que le Deutérium est près de deux fois plus lourd que le protium, ce qui fait que sa température de libération est deux fois plus importante. L'hydrogène normal (le protium) a donc beaucoup plus de chances de s'échapper de l'atmosphère, du fait de son poids plus faible. L'atmosphère de Venus et Mars s'est donc appauvrie plus rapidement en hydrogène qu'en deutérium, le rapport D/H a augmenté rapidement en conséquence, au point d'atteindre sa valeur actuelle.

La formation des atmosphères secondaires : fuites et apports extérieurs[modifier | modifier le wikicode]

Outre ce processus d'évaporation causé par la température, d'autres processus favorisent la fuite des atomes atmosphériques dans l'espace.

  • Les premières atmosphères ont notamment été dispersées par les impacts de météorites, très fréquents et de grande ampleur. Pour comprendre pourquoi, i faut savoir que les météorites explosent lors de l'impact, formant une gigantesque bulle de gaz et de poussières sous pression qui s'étend dans l'atmosphère. Si cette bulle de gaz atteint la vitesse de libération, elle peut emporter un peu d'atmosphère avec elle, dans l'espace.
  • Le vent solaire, qui est tout de même un flux très puissant de particules, peut aussi souffler les atmosphères, comme une bourrasque de vent trop puissante sur de la poussière. La formation du champ magnétique des planètes a fourni une protection contre le vent solaire, mais ce dernier a quand même eux assez de temps pour agir sur les planètes jeunes.

Ces phénomènes ont fait disparaitre l'atmosphère primaire, qui a été remplacée par une atmosphère secondaire, née plus tard. L'atmosphère secondaire est apparue par l'effet de deux phénomènes d'apports d’éléments chimiques : les apports des météorites et le dégazage mantellique (volcanisme, hydrothermalisme). En particulier, le volcanisme et l'hydrothermalisme ont émis une grande quantité de gaz contenu dans le manteau, formant une seconde atmosphère composée de CO2, vapeur d'eau et SO2. Les apports météoritiques ont étés plus réduits, mais ont quand même joué une part non-négligeable. Toujours est-il que l'atmosphère secondaire a perduré sur la plupart des planètes telluriques, vu qu'elle était composée d'atomes et de molécules plus lourds, que le vent solaire a eu du mal à souffler.

Le cas particulier de la Terre : l'apparition de la vie[modifier | modifier le wikicode]

Comme dit plus haut, Vénus et Mars se démarquent clairement de la Terre quand on regarde leur atmosphère. L'atmosphère terrienne est très riche en azote et en oxygène mais sur Vénus et Mars, les atmosphères sont riches en dioxyde de carbone et moins en azote. Cela s'explique pour plusieurs raisons. L’atmosphère terrienne était autrefois similaire à celle de Vénus et Mars. Mais la Terre disposait de beaucoup d'eau liquide, contrairement à ses sœurs. Si on regarde l'évolution de l'atmosphère terrestre, on voit que la teneur en dioxyde de carbone diminue, avant que la teneur en oxygène augmente. La teneur en dioxyde de carbone a diminué suite à l'altération aqueuse. La formation des carbonates a « pompé » du carbone atmosphérique pour l'intégrer aux sédiments carbonés. L'atmosphère de la Terre ressemblerait ainsi à celle de Venus et de Mars si tout le carbone contenu dans les carbonates était volatilisé. Par la suite, la teneur en oxygène a augmenté. La raison tient à la vie sur Terre, et précisément à l'apparition de la photosynthèse. Précisément, les premières bactéries photosynthétiques, les cyanobactéries ou algues bleues, ont décomposé le dioxyde de carbone atmosphérique pour former de l'oxygène (le carbone est localisé dans les êtres vivants).

Atmosphère évolution