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Planétologie

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Sections

Le système solaire

Illustration du système solaire.

Le système solaire est composé du Soleil et de l'ensemble des planètes et autres corps qui gravitent autour du lui : satellites, planètes naines, astéroïdes, comètes et bien d'autres. La taille du système solaire est d'environ 10 000 milliards de kilomètres. Toutes les planètes tournent autour du Soleil dans le même sens. Si on regarde le Soleil du dessus, toutes les planètes tournent dans le sens des aiguilles d'une montre. De plus, elles tournent approximativement sur un même plan : l'écliptique (en réalité, les orbites ne sont pas exactement parallèles, et l'écliptique est le plan sur lequel se trouve l'orbite de la Terre, mais on omet ces détails pour le moment).

Ceinture de Kuiper et nuage de Oort.

Il est convenu de découper le système solaire en plusieurs portions :

  • un système solaire interne, qui regroupe les quatre planètes solides : Mercure, Venus, Terre, Mars ;
  • une ceinture d’astéroïdes, formée de petits corps, située entre Mars et Jupiter ;
  • un système solaire externe, qui contient les quatre planètes gazeuses : Jupiter, Saturne, Uranus, Neptune ;
  • une région transneptunienne, qui contient des corps glacés, dont Pluton.

On sait peu de choses sur ce qu'il y a au-delà de la région transneptunienne. On suppose que cette zone relativement éloignée est emplie de petits corps glacés, et c'est vraisemblablement de là que proviennent certaines comètes. Ce réservoir à comètes, appelé le nuage de Oort, n'est pour l'instant qu'une supposition.

La classification des corps célestes de l'UAI - 2006[modifier | modifier le wikicode]

Peut-être avez-vous appris à l'école qu'il y a 9 planètes qui gravitent autour du soleil : Mercure, Venus, la Terre, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus, Neptune et Pluton. Mais cela fait quelques années que les astronomes ont rétrogradé Pluton à l'état de "planète naine", faisant passer le nombre de planètes à 8. Cette décision peut paraître étrange, mais elle est motivée par la découverte de corps semblables à Pluton au confins du système solaire. Cela fait quelques années que les astronomes ont découvert des "planètes" semblables à Pluton : éloignement au soleil comparable, taille identique ou supérieure, etc. Ces mini-planètes similaires à Pluton, rapidement désignés sous le terme de 'plutoïdes, avaient des caractéristiques suffisantes pour en faire des planètes, du moins si Pluton gardait son statut. Dans ces conditions, le système solaire aurait dû passer à plus de 13 planètes ! Ce qui a poussé l'Union Astronomique Internationale à revoir la classification des corps du système solaire, en 2006. Depuis, on classe les astres qui orbitent autour du Soleil d'une manière assez arbitraire, codifiée par l'Union astronomique internationale. Elle se base sur plusieurs critères.

  • Premièrement, on fait la distinction entre les corps qui tournent autour du Soleil de ceux qui tournent autour d'une planète.
  • Deuxièmement, on distingue les objets sphériques et ceux qui ne le sont pas.
  • Troisièmement, on distingue les corps qui ont « nettoyé » leurs environs grâce à leur force de gravité, et les autres, dont la masse ne le permet pas.

Pour ce qui est des corps qui tournent autour du Soleil, cette classification distingue : les planètes, les planètes naines et les petits corps.

  • Les petits corps regroupent les objets non sphériques comme les astéroïdes, les comètes et quelques autres.
  • Contrairement aux petits corps, les planètes naines sont approximativement sphériques. Leur particularité est de ne pas avoir nettoyé leur entourage du fait d'une gravité trop faible.
  • Enfin, les planètes classiques sont des corps sphériques qui ont « nettoyé » leurs environs grâce à leur force de gravité, en attirant tous les corps qui les entouraient.
Les planètes naines et petits corps sont parfois regroupés sous le nom de planètes mineures, terme qui exclu cependant les comètes.

Les satellites, à savoir les corps qui orbitent autour d'une planète, sont placés dans une catégorie à part.

Nom Tournent autour du soleil Forme sphérique A nettoyé son entourage par sa gravité
Satellite Non, tournent autour d'une planète. Oui/Non
Petit corps Oui Non Non
Planète naine Oui Non
Planète Oui Oui

La taille augmente des petits corps aux planètes : les petits corps sont les plus petits (quelques kilomètres de diamètres), les planètes naines sont intermédiaires (quelques centaines de kilomètres de diamètre) et les planètes sont les plus grosses (quelques milliers de kilomètres de diamètre). La raison à cela est liée à la gravité, au fait que plus un corps est gros, plus sa gravité est importante. Les corps les plus petits n'ont pas une gravité suffisante pour prendre une forme sphérique. Les corps plus gros sont assez massifs pour se sphériser et donnent des planètes, naines ou classiques. Les planètes naines sont assez grosses pour devenir sphériques, mais pas assez pour attirer les corps à proximité. A contrario, les planètes classiques sont assez massives pour nettoyer leurs environ, tous les corps proches étant inexorablement attirés vers la planète et s'y écrasent.

Cela explique aussi que les planètes se trouvent à proximité du Soleil, alors que les planètes naines et les petits corps se retrouvent dans tous le système solaire, y compris à des distances très éloignées. Les planètes, très grosses, sont fortement attirées par la gravité du Soleil, alors que les planètes naines et petits corps ont plus de latitude et peuvent s'en éloigner plus facilement.

Définition d'une planète
Type d'astre Nombre dans le système solaire
Petit corps Plus de 175
Planète naine 5 : Cérès, Pluton, Charon, Éris, Makémaké et Hauméa.
Planète 8 : Mercure, Vénus, Terre, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune.

Avec cette nouvelle classification, Pluton se voit reléguée au rang de planète naine, au même titre que les autres plutoïdes.

La classification des planètes[modifier | modifier le wikicode]

Les planètes sont des corps avec une variabilité assez importante. Par exemple, peu de choses sont comparables entre Jupiter et Mercure : leur taille, leur composition chimique, leur gravité, leur surface, leur atmosphère, etc. sont extrêmement différentes. Pour s'y retrouver, les astronomes ont établi diverses sous-classes, des catégories de planètes. Les distinctions entre ces planètes se fondent sur leur composition chimique et leur état gazeux ou rocheux. Ces corps sont relativement nombreux, sauf pour les planètes qui ne sont qu'au nombre de 8.

Les corps transneptuniens[modifier | modifier le wikicode]

Corps du système solaire.

La nomenclature distingue les corps transneptuniens du reste des planètes/astres/petits corps. Il faut dire qu'il existe une différence de composition chimique assez marquée : les corps transneptuniens sont riches en eau et en glaces, ainsi qu'en éléments chimiques légers/volatils. Ce qui n'est pas le cas des corps plus proches du Soleil, qui ont beaucoup plus d’éléments plus lourds, moins volatils. Cette distinction est orthogonale avec la distinction en satellite, petits corps, planètes naines et planètes. Les liens entre ces deux méthodes de classification sont illustrés dans le schéma ci-contre.

Au-delà de la planète Neptune, on rentre dans le domaine des corps transneptuniens, qui regroupent des satellites, des petits corps et des planètes naines. Ce sont, pour simplifier, de grosses boules de glace d'eau mélangées à des fragments rocheux, du méthane gelé et de l'ammoniac solide. L'expression consacrée dit que ce sont "des boules de neige sales". Les corps transeptuniens les plus célèbres ne sont autres que les comètes, de petits corps transneptuniens, mais ce ne sont pas les seuls. Sachez qu'il existe des planètes naines au-delà de Neptune, la région transneptunienne étant très riches en planètes naines. Les planètes naines au-delà de Neptune possèdent des points communs avec Pluton (éloignement du Soleil similaire, taille similaire), ce qui leur valu le nom de plutoïdes. Ils sont généralement de petite taille, la plupart étant plus petits que la Lune, malgré leur statut de planète naine.

Les planètes gazeuses et telluriques[modifier | modifier le wikicode]

Si on omet les objets transneptuniens, les corps du système solaires peuvent elles-mêmes se classer en un nombre limité de types. On distingue notamment les coprs telluriques et les planètes gazeuses. Les planètes telluriques sont composées intégralement de roches et de métal, avec une atmosphère relativement fine, contrairement aux planètes gazeuses où la portion gazeuse est prédominante : ce sont de grosses boules de gaz qui entourent un petit noyau rocheux.

Planète tellurique.
Planète gazeuse.

De nombreux caractères distinguent les planètes gazeuses des planètes telluriques. Par exemple, les planètes telluriques se sont formées à proximité du Soleil, alors que les planètes gazeuses se sont formées en périphérie du système solaire. Du fait de leur composition gazeuse, leur densité est bien plus faible que celle des planètes telluriques. Leur taille est beaucoup plus importante, de même que leur gravité. C'est d'ailleurs grâce à cela que les planètes gazeuses arrivent à conserver une atmosphère de plusieurs milliers de kilomètres d'épaisseur.

Planète tellurique Planète gazeuse
Distance au Soleil Proches du soleil Éloignées du soleil
État de la matière Solides, formées de roches, de métaux et de glaces. Gazeuses, formées de gaz qui entoure un cœur rocheux.
Composition chimique Riches en Silicium, Oxygène, Fer et Magnésium Riches en Hydrogène et Hélium
Densité Forte densité, comprise entre 3 et 5,5. Densité faible, proche de celle de l'eau.
Taille Petite taille, similaire ou inférieure à celle de la Terre. Grande taille, largement supérieure à celle de la Terre.
Atmosphère Atmosphère ténue, parfois inexistante. Atmosphère épaisse.

Dans le système solaire, on trouve quatre planètes telluriques : Mercure, Vénus, la Terre et Mars, et quatre planètes gazeuses : Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune. Outre les planètes, d'autres corps célestes peuvent être qualifiés de telluriques : les satellites de la plupart des planètes, les astéroïdes et météorites sont en effet des corps solides, la seule différence avec les planètes étant une faible taille.

Résumé des planètes du système solaire.



La formation du système solaire

Le système solaire est quelque chose de merveilleux : 8 planètes, un Soleil, des tas d’astéroïdes, des comètes, et plein de gros cailloux qui flottent dans l'espace. Mais comment s'est-il formé ? Comment les planètes sont-elles mises en place autour du Soleil ? D'où viennent les astéroïdes ? Pourquoi les planètes gazeuses sont-elles éloignées du Soleil alors que les planètes solides sont, elles, tout près ? Savoir comment s'est formé le système solaire ressemble à une véritable enquête, que les géologues et astronomes ont menée et mènent toujours. Les divers scénarios de la formation du système solaire sont essentiellement construits et simulés par ordinateur, sur la base d'indices indirects : composition chimique des planètes et des météorites, observations de systèmes planétaires et d'étoiles en formation, etc. Si les spéculations sont nombreuses, il existe des choses qui sont relativement sûres. Entre autres, on sait que le système solaire est né de la condensation d'un gros nuage de gaz et de poussières, la nébuleuse primordiale.

La nébuleuse primordiale[modifier | modifier le wikicode]

Photographie d'une nébuleuse.

Une nébuleuse est un gros nuage de gaz et de poussières qui « flotte » quelque part dans l'espace. Elles sont essentiellement composées d'hydrogène et d'hélium gazeux, qui sont souvent ionisés (c'est-à-dire que les atomes ont perdu ou gagné des électrons). À côté des gaz, on trouve aussi de petites particules solides, composées de glace, de silicium ou d'autres éléments chimiques relativement rares. On trouve des nébuleuses dans toutes les galaxies, à divers endroits.

Les types de nébuleuses[modifier | modifier le wikicode]

Toutes les nébuleuses ne donnent pas naissance à des étoiles : certaines sont d'ailleurs les vestiges d'étoiles en fin de vie. Les nébuleuses peuvent se classer de plusieurs manières et il existe plusieurs classifications complémentaires. Les catégorisations les plus simples se basent sur l'observation au télescope.

La plus simple d'entre elle les classe selon leur forme et fait la différence entre des nébuleuses diffuses et les autres. Les nébuleuses diffuses n'ont pas de formes bien définies (d'où leur nom) et ont des frontières assez floues, instables, peu claires. A l'inverse, les autres nébuleuses ont des formes plus géométriques, et ressemblent à des sphères ou des ovales. Comme on verra dans ce qui suit, ces dernières sont le plus souvent des résidus d'étoiles mortes qui se sont évaporées ou ont explosé.

Une autre manière de classer les nébuleuses est de les regrouper selon qu'elles paraissent sombres, claires, ou autre. Ce classement indique leur comportement face à la lumière : certaines émettent de la lumière, d'autres en absorbent et d'autres réfléchissent la lumière d'étoiles voisines. On distingue ainsi les nébuleuses obscures qui absorbent la lumière, les nébuleuses en réflexion qui la réfléchissent, et les nébuleuses en émission qui émettent de la lumière.

  • Les nébuleuses en émission sont assez lumineuses et ont une teinte vive et claire au télescope. Leur luminosité tient au fait qu'elles sont fortement éclairées par les étoiles environnantes, ce qui les chauffe à des températures assez importantes (plus de 3000°c, souvent vers les 10000°c). Les températures atteintes sont suffisantes pour ioniser leurs atomes, ce qui fait que ces nébuleuses sont intégralement composées de plasma. Du fait de leur forte température, elles vont émettre un rayonnement lumineux assez intense, faisant d'elles des nébuleuses en émission. Leur couleur varie selon leur composition chimique, certaines nébuleuses ayant des teintes rouges (Hydrogène), d'autres des teintes vertes, bleues, violettes, etc.
  • Les nébuleuse en réflexion sont similaires aux nébuleuses en émission, sauf que les températures atteintes ne sont pas aussi importantes pour pour les précédentes. La température atteinte ne suffit pas à les ioniser, et leurs atomes restent à l'état lié. En conséquence, elles n'émettent pas un rayonnement lumineux significatif. Par contre, elles sont capables de réfléchir la lumière des étoiles environnantes, ce qui fait qu'elles sont visibles au télescope. Leur couleur est aussi très différente de celle des nébuleuses en émission. Là où les nébuleuses en émission sont très souvent de couleur rouge (couleur d'émission de l'Hydrogène), les nébuleuses en réflexion sont surtout bleues. Cela vient du fait que la couleur bleue est plus facilement réfléchie et diffusée que les autres couleurs (raison pour laquelle le ciel est bleu, d'ailleurs).
  • Les nébuleuses obscures sont assez sombres au télescope, car elles ne laissent pas passer la lumière des étoiles en arrière-plan. Elles ont souvent une couleur noire et se remarquent facilement au télescope par le trou qu'elles forment dans un arrière-pan lumineux. Précisons une chose importante : si elles ne laissent pas passer la lumière visible, elles sont transparentes aux rayons infrarouges. Ce détail aura son importance dans la suite du chapitre.
Type de nébuleuse Température Couleur typique Origine de la lumière
Nébuleuse obscure Très froides (quelques degrés au-dessus du zéro absolu) Noire, plus rarement grise
Nébuleuse en réflexion Intermédiaire/chaudes (moins de 3000°c) Bleue, mais d'autres teintes sont possibles Réflexion de la lumière des étoiles avoisinantes
Nébuleuse en émission Très chaude (plus de 3000°c) Rouge, mais d'autres teintes sont possibles Émission de sa propre lumière, liée à la température
Nébuleuse en émission. Remarquez sa couleur rose, typique de ce genre de nébuleuse.
Nébuleuse en réflexion. Remarquez sa couleur bleue, typique de ce genre de nébuleuse.
Nébuleuse obscure. Cette nébuleuse en tête de cheval absorbe la lumière de l'arrière-plan.

Si classer les nébuleuses selon leur couleur/luminosité est assez intuitif, il existe d'autres possibilités bien plus intéressantes. L'une d'entre elle regroupe les nébuleuses selon leur composition chimique. Toutes les nébuleuses sont majoritairement composées d'Hydrogène, avec de petites quantités d'Hélium et de très faibles quantités d'autres éléments chimiques (pas plus de 1%). Les proportions de chaque élément sont approximativement les mêmes dans toutes les nébuleuses. Mais les températures ne sont pas les mêmes, ce qui fait que l'Hydrogène et l'Hélium ne se comporteront pas de la même manière dans toutes les nébuleuses. Cela permet de distinguer trois types de nébuleuses :

  • Les nébuleuses de type H2 atteignent des températures suffisantes pour que l'Hydrogène s'ionise (l'Hydrogène ionisé est appelé l'hydrogène H2). Du fait de leur forte température, elles émettent de la lumière, typiquement de couleur rouge.
  • Les nébuleuses de type H1, où l'hydrogène existe sous la forme d'atomes isolés, non-ionisés. Elles ne peuvent pas émettre de lumière visible, vu que leur matière n'est pas ionisée. Par contre, elles peuvent être vues dans le domaine visible si elles sont éclairées.
  • Les nuages moléculaires, où l'Hydrogène est sous forme moléculaire (des molécules de deux atomes d'Hydrogène). Cette forme d'Hydrogène se forme à des températures très basses, ce qui n'est possible que dans des nébuleuses qui ne sont pas chauffées/éclairées par leur voisinage.

Enfin, on peut classer les nébuleuses selon le processus qui leur a donné naissance, ce qui donne deux types de nébuleuses :

  • Les résidus d'étoiles mortes, comme les résidus de supernovas, les vestiges de géantes rouges (nébuleuses planétaires), ou les bulles de Wolf-Rayet. Vu qu'elles se forment quand une étoile explose/gonfle avant de se désagréger, elles gardent une forme sphérique assez marquée, qui permet de les repérer assez facilement.
  • Et les nébuleuses diffuses, formées par rassemblement de gaz et de poussière interstellaire, sous l'effet de la gravité.
Nébuleuse planétaire (résidu d'une géante rouge, une étoile qui a gonflé avant de se désagréger). Il s'agit ici de la nébuleuse NGC 6326, photographiée par le téléscope Hubble.
Résidu de supernovæ (étoile qui a explosé). La nébuleuse ici photographiée est la fameuse nébuleuse du crabe.
Nébuleuse de type diffuse, ici la nébuleuse NGC.

Les liens entre ces différentes classifications sont indiqués dans le tableau ci-dessous.

Température Type lumineux Type chimique Type génétique
Nébuleuse froide Nébuleuse obscure Nuages moléculaires Nébuleuses diffuses
Nébuleuse chaude Nébuleuse en réflexion Nébuleuses de type H1
Nébuleuse très chaude/ionisée Nébuleuse en émission Nébuleuses de type H2
Résidus d'étoiles mortes

Les nuages moléculaires[modifier | modifier le wikicode]

Dans ce chapitre, ce sont les nuages moléculaires qui vont nous intéresser, vu que ce sont les lieux privilégiés de la formation des étoiles. Généralement, ces nuages sont des nébuleuses de très grande taille et d'une masse 10 000 fois plus importante que notre Soleil, ce qui leur vaut leur nom de nuages moléculaires géants. Mais il existe quelques nuages moléculaires qui ont une masse d'à peine 10 à 100 fois celle du Soleil : ce sont les globules de Bok. Les deux peuvent former des étoiles.

Comme dit plus haut, ces nuages moléculaires sont tous composés en majorité d’hydrogène, qui se condense en molécules de dihydrogène (formule chimique H2). Pour que l’hydrogène se condense en dihydrogène, il faut qu'il respecte quelques conditions. Premièrement, il faut que le gaz soit assez froid : s'il fait trop chaud, les molécules de dihydrogène sont cassées par l'agitation thermique. Et à ce petit jeu, la température d'un nuage moléculaire est extrêmement froide : à peine 10 degrés de plus que le zéro absolu (-273,15°C) ! Ensuite, il faut que le nuage soit assez dense : les molécules d'hydrogène doivent se croiser de suffisamment près pour fusionner en dihydrogène, ce qui n'est pas possible dans des nuages trop diffus.

La fragmentation de la nébuleuse primordiale[modifier | modifier le wikicode]

Pour donner naissance à une étoile et des planètes, un nuage moléculaire doit s'effondrer sur lui-même à cause de la gravité. Mais tous les nuages moléculaires ne s'effondrent pas et la plupart restent stables sur de très longues périodes. Leur pression interne contrecarre leur gravité et les empêche de s'effondrer. On peut faire une analogie avec un ballon rempli de gaz : le gaz a tendance à vouloir s’étendre et à pousser sur les parois de son contenant, tout comme le gaz d'une nébuleuse a tendance à vouloir s'étendre et à repousser le milieu qui l'entoure. Cette pression a diverses origines, qui vont de l'agitation thermique des molécules du gaz à son champ magnétique en passant par leur rotation, mais laissons celles-ci de côté pour le moment. Tout ce que nous avons à savoir est que cette pression doit être contrecarrée par la gravité, d'une manière ou d'une autre, pour que le nuage s'effondre.

La masse de Jeans[modifier | modifier le wikicode]

Une nébuleuse s'effondre quand il a atteint une masse suffisante pour contrecarrer les effets de la température, du champ magnétique et de la rotation du nuage. Cette masse critique s'appelle la masse de Jeans, et on peut la calculer à partir des caractéristiques du nuage moléculaire.

Ce mécanisme fonctionne non seulement pour le nuage complet, mais aussi sur des zones de surdensité dans le nuage. Quand elles atteignent la masse de Jeans qui leur correspond, elles se contractent sous l'effet de la gravité. Ce qui explique que le nuage moléculaire se fragmente progressivement au cours de sa contraction, comme nous le verrons plus loin.

Dans ce qui va suivre, nous allons montrer comment calculer la masse de Jeans.


Démonstration

Pour commencer, nous négligeons l'effet de la rotation du nuage ou des champs magnétiques. Nous allons nous concentrer sur l'auto-gravitation du nuage et sur sa température. Dans ces conditions, le nuage possède une énergie potentielle liée à la gravité et une énergie cinétique interne, liée à sa température. L'énergie potentielle du nuage et son énergie cinétique valent :

et

L'énergie totale du système est donc, en négligeant les coefficients de proportionnalité :

La masse de Jeans correspond à la masse où cette énergie est nulle. Si l'énergie totale est négative, cela signifie que l'énergie potentielle de gravitation est plus importante que l'énergie cinétique thermique. Le nuage se contracte donc. On a alors :

Quelques simplifications algébriques donnent :

Cette équation nous dit que plus une nébuleuse a une température élevée, plus sa masse de Jeans est grande. Cela se comprend intuitivement : plus la température du nuage est élevé, plus sa pression l'est aussi et plus il faut une forte gravité pour compenser celle-ci. Les nuages les plus susceptibles de s'effondrer sont donc ceux avec une faible température, c'est à dire les nuages moléculaires. Les nébuleuses en réflexion/émission, régions H1 et H2 et autres, ne sont donc pas les candidats idéaux pour former des étoiles.

L'évolution du nuage moléculaire[modifier | modifier le wikicode]

Pour qu'une nébuleuse dépasse la masse de Jeans, le meilleur moyen est de le compresser. Des collisions entre galaxies ou entre nuages voisins sont souvent une cause de compression des nuages moléculaires, de même que le passage dans un bras spiral. Dans le cas du Soleil, on pense que la cause de la compression du nuage est l'explosion d'une supernova à proximité d'un nuage moléculaire. L'onde de choc de la supernova a compressé une partie du nuage, causant des surdensités qui ont donné naissance à notre système solaire.

Une fois que la contraction démarre, elle se poursuit durant un moment. La contraction du nuage moléculaire n'est pas vraiment une implosion. Il s'agit plus d'une fragmentation de la nébuleuse en plusieurs nuages de gaz plus denses, qui eux-mêmes se divisent en nuages plus petits, et ainsi de suite. Au bout d'un moment, ce processus de fragmentation cesse et donne des boules de gaz d'une taille modeste, chacune destinée à devenir un futur système planétaire, avec son étoile et son cortège de planètes et d'astéroïdes. D'un gros nuage de gaz de 100 à 100 000 fois la masse du Soleil, on se retrouve avec des embryons d'étoile. Toutes ces étoiles restent groupées et forment un amas ouvert.

Par la suite, les étoiles de l'amas ouvert s'éloigneront et se disperseront progressivement. En effet, les étoiles ne tournent pas à la même vitesse autour du centre de la galaxie et cette différence aura tendance à éloigner les unes des autres les étoiles de l'amas. La gravité lutte contre cette dispersion, mais elle ne remporte la bataille que sur de faibles distances. Ainsi, des groupes de deux ou trois étoiles liées par la gravité se formeront : on parle respectivement d'étoiles binaires et triaires. Plus rarement, des étoiles se retrouvent seules (temporairement ou non) : ce fût le cas pour notre Soleil.

Les protoétoiles[modifier | modifier le wikicode]

Pour comprendre pourquoi la fragmentation cesse au bout d'un moment, il nous faut étudier la température du gaz lors de sa contraction. Prenons un nuage moléculaire qui atteint la masse de Jeans et s'effondre sur lui-même. Lorsque le nuage moléculaire s'effondre sur elle-même, le gaz est comprimé sous l'effet de sa propre gravité. Et quand on comprime un gaz, sa température augmente. C'est un phénomène physique assez classique, qu'on illustre souvent par analogie avec une pompe à vélo. Si vous bouchez l'ouverture d'une pompe à vélo et pompez quand même, vous verrez que l'embout de la pompe chauffera. Dans les protoétoiles, ce processus de formation de chaleur lié à la contraction gravitaire porte un nom : c'est le mécanisme de Kelvin-Helmholtz.

Le nuage en contraction a une faible température, ce qui fait qu'il émet dans les infrarouges. Infrarouges qui n'ont aucun mal à s'échapper du nuage moléculaire : rappelons que ces nébuleuses sont certes opaques à la lumière visible, mais elles sont transparentes vis-à-vis des infrarouges. Pour résumer, la chaleur produite est dissipée sous la forme de rayonnement lumineux, qui s'échappe du nuage moléculaire. La contraction du nuage est alors dite isotherme, ce qui veut dire : "à température constante". Mais le gaz devient de plus en plus dense et de plus en plus opaque à cause de la contraction, ce qui le rend de plus en plus opaque. Les rayons infrarouge ont plus de mal à s'échapper et sont plus facilement absorbés par le nuage, qui se refroidit plus lentement. Il arrive un moment où un fragment de nuage devient suffisamment opaque pour piéger le rayonnement et y séquestrer la chaleur. Vu que rayonnement et chaleur sont séquestré dans la boule de gaz, sa température augmente et la masse de Jeans également : la fragmentation du nuage cesse. Il reste alors une boule de gaz chaude, qui n'est autre qu'une étoile en devenir : une protoétoile est née.

Formation d'une étoile par contraction d'un embryon de nuage moléculaire.

L'évolution des proto-étoiles[modifier | modifier le wikicode]

Évolution d'une protoétoile et formation d'un système planétaire.

Si la fragmentation s’arrête, cela ne signifie cependant pas que la contraction cesse. La protoétoile continue de se contracter, ce qui fait que sa température grimpe de plus en plus. Naturellement, le gaz de la protoétoile, chauffé à forte température, va produire de la lumière. Avec sa contraction, la protoétoile devient de plus en plus lumineuse. La luminosité de l'étoile évolue en trois phases : une première phase lumineuse précède une phase opaque, elle-même suivie par une nouvelle phase lumineuse.

  • Au tout début, la lumière s'échappe de la protoétoile et n'est pas absorbée par le nuage environnant. Précisons que l'intérieur de la protoétoile est devenu opaque, mais pas son environnement immédiat.
  • Mais cela ne dure pas longtemps et rapidement, la protoétoile s'entoure d'un nuage de poussières et de gaz assez dense, qui tourbillonne autour de l'étoile. Il forme un disque protoplanétaire, qui se scindera plus tard pour former des planètes, satellites et petits corps. Cet amas de poussière opaque masque complètement la protoétoile, qui n'est plus visible de l'extérieur. Le tout forme ce qu'on appelle un globule obscur. Celui-ci attire le gaz environnant par sa gravité, et continue à grossir progressivement.
  • Par la suite, le vent solaire (un flux de particule émis par la protoétoile) se met en place et souffle le gaz environnant. Le gaz se raréfiant près de la protoétoile, il redevient transparent à la lumière et la protoétoile redevient alors visible. La lumière ionise alors les restes du nuage moléculaire, dont les molécules se cassent en ions H+ : le nuage moléculaire devient alors un nuage H2. Elle devient alors une étoile de la pré-séquence principale. Il en existe plusieurs types, qui différent notamment selon leur masse : les étoiles de type T Tauri font moins de 2 masses solaires, les étoiles de Herbig Ae/Be font entre 2 et 8 masses solaires. Au-delà de 8 masses solaires, la protoétoile se contracte trop rapidement et les réaction nucléiares s'enclehcnet avant même que le vent solaire dissipe le cocon gazeux qui entoure l'étoile. Elles ne passent donc pas par le stade d'étoiles de la pré-séquence principale.

Le passage d'une protoétoile à une étoile[modifier | modifier le wikicode]

Si la masse du nuage n'est pas suffisante, la température au centre de l'étoile ne permettra pas aux noyaux d'hydrogène de fusionner pour donner de l'hélium. Au tout début, il y aura bien fusion de noyaux de deutérium, mais ces réactions prendront rapidement fin. A terme, aucune réaction de fusion nucléaire ne s'enclenchera dans le nuage. Il se formera alors une naine brune, un amas de gaz sans réactions nucléaires, très peu lumineux, qui se refroidit rapidement. Cela arrive quand la masse de la proto-étoile est inférieure à 8% de la masse du Soleil. Mais si la masse est suffisante, la température au centre de la protoétoile atteindra une valeur telle que des réactions de fusion nucléaire s'enclencheront au centre du nuage : une étoile va naître.

Le disque protoplanétaire[modifier | modifier le wikicode]

Vision d'artiste d'un disque protoplanétaire

Le nuage de gaz qui donnera naissance au Soleil tournait sur lui-même avant de s'effondrer. Et cela a une conséquence assez imprévue : sa vitesse de rotation va augmenter lors de l'effondrement (à cause de ce que l'on appelle la conservation du moment cinétique). L'augmentation de la vitesse de rotation va alors aplatir le nuage, qui prend alors la forme d'un disque de poussières et de gaz : un disque protoplanétaire s'est formé. De plus, la proto-étoile est aussi en rotation, et sa vitesse peut être suffisante pour éjecter de la matière au niveau de son équateur. Ce phénomène participe à la formation du disque protoplanétaire.

Avec l'arrêt de la contraction du nuage, le disque va se refroidir peu à peu et ses gaz vont se condenser : une partie va se solidifier, tandis que le reste restera du gaz. Suivant leur point de fusion et de vaporisation, tous les éléments chimiques ne réagiront pas de la même manière au refroidissement du disque. En effet, la température ne sera pas uniforme dans tout le disque protoplanétaire : les zones proches du Soleil sont plus chaudes, l'extérieur du disque étant plus froid. Cela tient au fait que la densité du nuage est bien plus forte au centre, à cause de la gravité, mais aussi pour une autre part au rayonnement solaire qui chauffe le disque. Les éléments chimiques dits réfractaires forment des liaisons chimiques à haute température et ont un point de fusion très élevé. Ces éléments réfractaires vont se condenser de préférence dans les zones proches du Soleil. On en trouve des traces dans des minéraux riches en calcium et aluminium, qu'on trouve dans des météorites formées en même temps que le système solaire. Les éléments à faible point de fusion ne pourront pas se solidifier près du Soleil à cause de la chaleur : ils seront relégués loin du Soleil. Pour résumer, le silicium, le fer, le magnésium et l’oxygène vont rester proches du Soleil et donner des planètes solides. Le méthane, l’ammoniac, l'hydrogène, l'hélium vont s'éloigner du Soleil et donneront des planètes gazeuses. Il se trouve que les matériaux réfractaires sont essentiellement des matériaux très denses, alors que les autres matériaux sont peu denses. On en déduit que les gaz et autres matériaux peu denses seront relégués à la frontière du disque à cause de la température. Les éléments denses, plus lourds, ne seront pas chassés par les hautes températures et la pression et resteront près du Soleil. Cela explique l'évolution de la densité des corps du système solaire en fonction de la distance au Soleil.

Densité globale du système solaire en fonction de la distance.

La condensation du disque[modifier | modifier le wikicode]

Avec le refroidissement, une partie du disque va se condenser en petits grains de roche et de glace de quelques millimètres. Le disque ressemble alors à un véritable billard de grains de poussière qui tournent plus ou moins dans le même sens. L'ensemble ressemble un peu aux anneaux de Saturne, mais en bien plus grand et surtout avec bien plus de désordre. Ces grains vont entrer régulièrement en collision, certains arrivant à se coller les uns aux autres. Ces collisions entre grains peuvent avoir plusieurs résultats, allant d'une fragmentation des grains à leur collage. Les collisions énergétiques vont casser les grains et former des grains plus petits mais plus nombreux. Des collisions moins énergétiques n'auront pas la puissance nécessaire pour fragmenter les grains, qui vont rebondir l'un sur l'autre. Seules les collisions les moins énergétiques vont permettre aux grains de se coller et de former un agrégat. Les grains de ces agrégats sont faiblement retenus vu que la gravité est trop faible pour les coller ensemble. Ce collage des grains fait intervenir non pas la gravité, mais des forces électromagnétiques appelées forces de Van der Waals.

Les zones de formation privilégiée des agrégats sont évidemment celles où les particules sont les plus proches les unes des autres, à savoir les zones les plus denses. C'est à proximité du Soleil que la densité sera maximale (près du centre de l'ancienne nébuleuse), favorisant la formation de grains solides. Ceux-ci donneront des météorites de petits taille, fortement silicatées, nommées chondrites. A l'extrémité du disque, ce sera surtout l'eau et non les silicates qui se condenseront pour donner des grains solides. L'hydrogène et l'hélium resteront sous forme gazeuse. Pas étonnant que les planètes telluriques se soient formées près du Soleil alors que les planètes gazeuses (riches en gaz et en eau) soient situées dans le système solaire extérieur.

Le collage des grains sera accentué par divers processus physiques. On peut en rendre compte par un simple effondrement de Jeans : des zones de surdensité du disque vont s'effondrer sur elles-mêmes en dépassant leur rayon/masse de Jeans. Le disque se condense, se subdivise alors en grumeaux de petite taille qui s'effondrent sur eux-mêmes. Cet effondrement rapproche les grains qui composent les grumeaux et favorise leur collage. Ce mécanisme est cependant peu probable et très instable. Il est probable que la turbulence interne au disque aie favorisé la formation des agrégats. Le disque proto-planétaire est en effet un milieu fluide turbulent, à savoir parcouru de nombreux tourbillons et d'autres instabilités de courant. Cette turbulence a favorisé le rapprochement des grains et donc leur collage (dans les tourbillons, notamment). Quoi qu’il en soit, le collage des grains finira par former des agrégats de plus en plus gros, jusqu’à donner de petits astéroïdes de moins d'un kilomètre de diamètre : les planétésimaux.

Par la suite, ces planétésimaux vont se rapprocher par gravité pour devenir de plus en plus gros. Les gros corps vont alors avoir un net avantage : leur masse supérieure fait qu'ils attireront les corps avoisinants par gravité. Les gros astéroïdes vont donc grossir de plus en plus vite, comparé aux planétésimaux plus petits, à force de collisions. Ce phénomène, inexistant lors du collage des grains et spécifique à l’accrétion des planétésimaux, est appelé l'effet boule de neige. Cette phase va durer 10 000 à 100 000 ans. Le résultat sera des embryons de planètes de plusieurs milliers de kilomètres de diamètre. Leur gravité imposante fait que les embryons de planète vont littéralement aspirer tous les petits corps qui passent à proximité d'eux et grossir de plus en plus vite.

La formation des planètes[modifier | modifier le wikicode]

Earth Differentiation

Évidemment, les embryons de planètes vont s'attirer les uns les autres et les collisions entre embryons de planètes seront fréquentes. Ces collisions permettent aux embryons de fusionner entre eux, pour former de vraies planètes. Les collisions vont cependant avoir une spécificité comparé aux collisions entre grains et planétésimaux : elles vont libérer beaucoup d'énergie calorifique. A force de subir des impacts, les embryons de planètes vont chauffer de plus en plus, jusqu’à fondre entièrement. Les embryons de planètes, non content de grossir, vont aussi devenir de véritables boules de magma ou d'eau en fusion. Du moins, ce sera le cas pour les embryons telluriques, silicatés, proches du Soleil. Les embryons plus éloignés, composés d'eau et de silicates, n'atteindront pas tous la chaleur nécessaire pour fondre : seuls quelques gros satellites comme Titan, Ganymède ou Callisto verront leur eau fondre. Vu que ces embryons sont un mélange de silicates et d'eau, il va se développer une stratification : les roches silicatées vont alors couler au fond de l'océan planétaire, alors que l'eau flotte en surface. Les corps plus petits vont rester des blocs d'eau et de silicates mélangés, sans stratification. Une stratification similaire va se produire dans les embryons telluriques, composés de magma fondu : le Fer et les autres métaux vont couler dans l'océan de magma pour former un noyau solide, surmonté par un manteau de roches silicatées.

Évidemment, les impacts vont se raréfier progressivement, une fois que l'embryon de planète aura fait le ménage à ses environs. Les embryons vont progressivement refroidir, une fois que les impacts se feront plus rares. Une croute solide va se former à leur surface, emprisonnant la chaleur à l'intérieur des planètes. Divers processus vont se produire dans la planète, que ce soit une installation de tectonique des plaques, une différentiation, et bien d'autres phénomènes que nous verrons dans le chapitre sur les planètes telluriques. Mais dans tous les cas, la planète va se solidifier progressivement dans sa totalité (ou presque). Les planètes telluriques vont ainsi voir leurs couches silicatées devenir totalement solides, contrairement à l'intuition qui dit qu'il existe un océan de magma sous nos pieds. Même chose pour les planètes océan, qui vont voir leur océan d'eau liquide devenir une solide couche de glaces solides. Quelques couches resteront cependant solides sur certaines planètes : le noyau ferreux terrestre est ainsi partiellement liquide.

Pour les planètes telluriques, ce processus s’arrêtera là. Elles attireront une faible quantité de gaz, qui servira de première atmosphère. Mais leur faible gravité ne sera pas suffisante pour conserver cette atmosphère, qui sera rapidement soufflée par le vent solaire. Pour les planètes géantes, la distance du Soleil diminue l'influence du vent solaire. De plus, leur noyau rocheux est beaucoup plus lourd. Au-delà de 4 à 5 fois la masse de la Terre, le noyau a une gravité suffisante pour conserver cette atmosphère. Cette atmosphère de gaz va alors surmonter le noyau composé de roches et de glace : une planète gazeuse géante est née. Dans le cas de Jupiter et de Saturne, c'est essentiellement l'hydrogène qui va servir d’atmosphère, alors que l’atmosphère d'Uranus et Neptune est composée d’hélium et de méthane. Uranus et Neptune ont aussi une autre particularité : leur noyau rocheux est surmonté par de la glace, composée d'eau, d'ammoniac, et de méthane solidifiés.

Résumé global[modifier | modifier le wikicode]

Pour résumer tout ce qui vient d'être dit, la formation du système solaire s'est déroulée en plusieurs "étapes".

  • La première démarre avec la contraction d'un nuage moléculaire en rotation lente, qui se contracte sous l'effet de sa propre gravité. En se contractant, la nébuleuse va progressivement s’aplatir pour conserver son moment cinétique.
  • La seconde étape commence avec l’apparition du proto-soleil et des premiers planétésimaux, la nébuleuse ayant acquis sa forme de disque protoplanétaire.
  • La troisième étape commence alors, avec le démarrage des réactions thermonucléaires solaires. La proto-étoile devient un vrai Soleil et le vent solaire souffle les gaz du disque protoplanétaire. Celui-ci se raréfie en gaz dans ses zones proches du Soleil, et ne contient plus que des particules solides ou liquide, les gaz étant relégués en périphérie. C'est ainsi que l'on obtient le système solaire actuel : une étoile central, le Soleil, entourée par un disque de particules solides (planètes, astéroïdes, comètes, et ainsi de suite).



La température de surface des planètes

La température de surface de l'atmosphère varie grandement selon les planètes. Par exemple, Vénus a une atmosphère plus chaude que la Terre ou Mars. Expliquer ces différences semble assez facile si on observe la température de chaque planète du système solaire : on voit rapidement que la température dépend de la distance au Soleil. Plus on s'éloigne du Soleil, plus la température des atmosphères diminue.

Tableau des températures de surface des planètes
Planète température de surface
Mercure 169 °C
Vénus 470°C
Terre 15°C
Mars -63°C
Jupiter -163°C
Saturne -189°C
Uranus -220°C
Neptune -218°C

On peut remarquer qu'au-delà d'une certaine distance, la température ne permet plus à l'eau de rester liquide. A cette distance, la température de surface devient égale au point de congélation de l'eau. La limite où cela arrive est appelée la ligne des glaces. Et inversement, il y a une distance en-deça de laquelle l'eau reste sous forme gazeuse, du fait des fortes températures. L'eau liquide ne peut exister dans le système solaire que dans un intervalle de distance assez petit, entre la limite des glaces et la limite des gaz. Les planètes situées en-deças de la limite des gaz verront leur eau se vaporiser, et quitter leur atmosphère. Les planètes proches du Soleil sont donc des déserts secs, pauvre en eau. Le système solaire interne est donc assez pauvre en eau, de manière générale. Mais on observe l'inverse au-delà de la limite des glaces. L'eau restant sous forme solide, elle ne peut quitter sa planète en s'évaporant et reste coincée sur place grâce à la gravité. En conséquence, les corps telluriques ont des surfaces riches en glaces. Inutile de préciser que la majorité de l'eau du système solaire est localisée dans le système solaire externe, au-delà de la limite des glaces.

Distance de la zone habitable d'un système planétaire en fonction de la luminosité de l'étoile centrale.

L'intervalle de distance où l'eau reste liquide est appelé de façon assez trompeuse : fenêtre habitable. Dans le système solaire, la Terre est la seule planète à être dans cet intervalle de distance, qui est localisé entre les orbites de Venus et de Mars. Divers systèmes solaires ont aussi une zone habitable, bien que cela soit assez rare. Leur zone habitable est cependant plus proche ou plus éloignée de la leur étoile, sauf en de rares cas. Cela vient du fait que la distance de la zone habitable dépend de la luminosité de l'étoile. Plus l'étoile est lumineuse, plus la zone habitable sera éloignée, et inversement. Cependant, cette notion de fenêtre habitable ne prend pas en compte l'effet de l'atmosphère, qui peut changer la température de surface. Dans notre système solaire, cela ne change pas grand-chose. Mais cela peut changer dans les systèmes extrasolaires, du moins en théorie. Quoi qu’il en soit, et malgré les réserves de rigueur face à la notion de fenêtre habitable, la température de surface a une influence importante sur la présence de vie dans un système solaire : sans eau liquide, pas de vie. Aussi, la température de surface mérite certainement qu'on s'y attarde. Ce chapitre va vous expliquer les mécanismes qui se cachent derrière la température de surface des planètes. Nous allons y aborder les phénomènes liés à l'ensoleillement, ainsi que le mal-nommé effet de serre.

Température de surface sans effet de serre[modifier | modifier le wikicode]

Si on néglige l'effet de serre, il est possible de calculer facilement la température de surface avec quelques principes de thermodynamique. La surface est chauffée par le Soleil : le rayonnement solaire est absorbé par le sol, ce qui le chauffe. L'atmosphère située au-dessus du sol a une température similaire. Tout corps chauffé émet un rayonnement, proche de ce que les physiciens appellent un rayonnement de corps noir. Un corps noir est tout simplement un corps qui absorbe toute la lumière qu'il reçoit. Il ne réfléchit par la lumière, pas plus qu'il n'a de transparence. Ce corps noir réémet autant de chaleur sous forme de rayonnement qu'il en absorbe. Il se trouve que la lumière émise par le Soleil est un rayonnement de corps noir quasi-parfait.

Dans ce qui va suivre, nous utiliserons la formule de Stefan-Boltzmann, qui nous donne la puissance émise par un corps noir de surface et de température . Celle-ci est la suivante, avec une constante nommée constante de Stefan. Celle-ci fournit une équation qui relie la température d'un objet avec la puissance émise par unité de surface, que nous noterons dans ce qui suit pour simplifier les écritures :

Puissance reçue par la Terre[modifier | modifier le wikicode]

La formule de Stefan sert à calculer la puissance émise par le Soleil qui atteint la Terre. La puissance par le Soleil se calcule avec la formule de Stefan, en multipliant par la surface du Soleil la puissance calculée par la formule de Boltzmann. Il faut rappeler que cette formule donne la puissance émise par unité de surface. Pour obtenir la puissance totale rayonnée par un objet, on doit multiplier la formule de Boltzmann par la surface d'émission. Par exemple, la puissance totale rayonnée par le Soleil se calcule en multipliant la surface du Soleil par la puissance calculée par la formule de Boltzmann.

Cette puissance émise par le Soleil est rayonnée dans l'espace, dans toutes les directions. Ce faisant, elle est répartie sur une surface de plus en plus grande, au fur et à mesure de son éloignement du Soleil. Si on considère que la planète est à une distance de son étoile, le rayonnement émis par le Soleil sera réparti sur une surface égale à une sphère dont le rayon est la distance . On a alors l'égalité suivante :

Cette puissance par unité de surface est appelée la constante solaire dans le cas de la Terre, référence fait que cette valeur est relativement constante d'année en année. Nous la noterons dans ce qui suit. Comme on peut s'en douter, cette constante varie selon la planète, et notamment selon sa distance au Soleil. La surface où le rayonnement solaire se répartit est alors de , tandis que la surface d'émission (celle du Soleil) vaut en posant le rayon du Soleil. On a alors l'égalité suivante :

Le terme : est une constante, ce qui donne :

Cette équation nous dit que la constante solaire diminue avec le carré de la distance Soleil-planète.

Voici sa valeur pour chaque planète du système solaire :

Planète Puissance reçue en watts par mètre carré
Mercure 12 300
Vénus 3 140
Terre 1 361
Mars 600
Jupiter 50
Saturne 10
Uranus 3,5
Neptune 1,5

Puissance absorbée par la Terre[modifier | modifier le wikicode]

Rappelons que la puissance précédente est une puissance par unité de surface, l'unité de surface étant un petit morceau de sphère. L'intersection d'une planète avec cette sphère donne un disque de rayon r (égal au rayon de la planète). Mais en réalité, la lumière du Soleil est répartie sur une surface sphérique, dont l'aire est 4 fois celle du disque d'intersection. Vu qu'une unité de surface de l'intersection vaut quatre unités de surface réelle, on doit diviser la constante solaire par quatre pour obtenir la puissance captée par unité de surface planétaire. On pourrait rétorquer que ce raisonnement oublie qu'à chaque instant, la lumière est absorbée par la surface éclairée, qui est une demi-sphère (la moitié de la planète est éclairée à chaque instant). Mais sur une journée, l'intégralité de la surface est chauffée, du fait de la rotation de la planète sur elle-même. On peut donc dire que la totalité de la surface terrestre est éclairée par le Soleil. Les deux raisonnements sont bons, selon la durée considérée : le premier raisonnement vaut pour des durées assez longues, tandis que le second vaut à chaque instant. Dans ce qui va suivre, nous allons parler du cas où la durée est longue, chose plus compatible avec l'inertie thermique des surfaces planétaires. La lumière est alors répartie sur une surface 4 fois plus grande que le disque considéré. La puissance absorbée par la surface de la planète est donc la suivante :

Pour la terre, cette puissance vaut : .

L'hypothèse du rayonnement de corps noir nous dit que toute cette puissance est abordée. Mais on peut parfaitement supposer que la surface renvoie une partie de la lumière. Pour cela, on définit l'albédo, qui définit la fraction de rayonnement réfléchie par la planète. Cette réflexion est non seulement le fait de la surface, mais aussi des nuages, qui renvoient une partie du rayonnement incident dans l'espace. Sur Terre, l'albédo est aussi le fait des glaciers et des océans (l'eau et la glace ont un bon pouvoir réflecteur), ainsi que de la végétation. Mais laissons cela de côté pour le moment. Pour résumer, la puissance absorbée dépend de l'albédo et de la constante solaire, la formule exacte étant la suivante :

Puissance émise par la Terre[modifier | modifier le wikicode]

Cette puissance est absorbée par la surface, ce qui l'échauffe. Mais la chaleur va entièrement quitter la surface, ce qui fait que la température de la surface n'augmente pas en permanence. Il se trouve que cette émission dépend de la température : plus la température est grande, plus l'émission de rayonnement est forte : le rayonnement émis par les planètes est très proche d'un rayonnement de corps noir ! Or, tout corps noir réémet autant de chaleur sous forme de rayonnement qu'il en absorbe. On peut donc dire, par définition, que l'énergie solaire captée par l'atmosphère est réémise sous la forme de rayonnement de corps noir. Si ce n'était pas le cas, la température de la surface augmenterait ou diminuerait jusqu’à atteindre la température du corps noir, qui est une température d'équilibre. Si on note la puissance absorbée par la surface, et la puissance du rayonnement émis (le rayonnement de corps noir), nous avons :

On remplace ensuite par sa valeur , et on utilise la formule de Stephan pour exprimer en fonction de la température :

Le terme est une constante dont la valeur nous importe peu, ce qui fait que nous allons l'omettre dans ce qui suit. Pour cela, nous allons simplement travailler avec des relations de proportionnalité entre la température et la constante solaire.

On trouve donc la température de la surface avec quelques manipulations algébriques :

On peut calculer plus précisément la température de la surface en remplaçant par sa valeur exacte, : , aussi exprimée sous la forme . En simplifiant par et en simplifiant les puissances, on trouve l'équation suivante :

Le terme est une constante, ce qui permet de simplifier l'équation précédente en :

L'effet de serre[modifier | modifier le wikicode]

En utilisant les formules précédentes, on obtient les températures suivantes :

Planète Température de surface calculée Température de surface mesurée
Mercure 160,9 °C 179°C
Vénus 41,3°C 462°C
Terre -18,7°C 15°C
Mars −62,9 °C -63°C
Jupiter −163 °C -163°C
Saturne −191,9°C -189°C
Uranus −216 °C -220°C
Neptune −218 °C -218°C

Comme on le voit, les calculs donnent de très bons résultats. Cependant, Vénus et la Terre font quelque peu exception. Vénus a une température de plus de 500°C, la Terre a une température de 18 à 20°C qui permet la vie. Dans les deux cas, la température mesurée diffère beaucoup de la température calculée. La raison tient à la composition chimique des atmosphères, qui crée un effet de serre augmentant la température.


Les atmosphères planétaires

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 .
  • 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, il 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



L'eau dans le système solaire

L'eau liquide est de loin ce qui rend notre planète unique au monde et a permis l'apparition de la vie. Cependant, il ne faut pas croire que les autres planètes ou satellites sont tous pauvres en eau. On trouve de l'eau sous toutes ses formes sur la majorité des planètes et satellites du système solaire. Mercure et Venus sont pauvres en eau liquide ainsi qu'en vapeur d'eau : il n'y a pas la moindre trace d'eau sur ces planètes. Mais Mars a une certaine quantité d'eau sous forme de glaces à ses pôles. D'autres satellites sont recouverts de glaces et la plupart ont bien de l'eau liquide en leur sein. Bref, l'eau a une importance assez importante dans la compréhension du système solaire.

Les propriétés de l'eau[modifier | modifier le wikicode]

Molécule d'eau.

Pour rappel, l'eau est une molécule formée d'un atome d'oxygène et de deux atomes d'hydrogène, d'où sa formule chimique : H2O. L'angle entre les deux atomes d'hydrogène (angle H-O-H) est de 120°. La particularité de la molécule d'eau est qu'elle peut former des liaisons chimiques particulières avec ses congénères : les liaisons hydrogènes. Pour simplifier, celle-ci provient de l'attraction entre un atome d'hydrogène avec un atome "négativement chargé" (en réalité un atome électronégatif, mais passons ce détail). Ces liaisons hydrogènes sont à l'origine de certains comportements spécifiques à l'eau. Du fait des attractions hydrogènes entre molécules d'eau, celle-ci peut exister sous forme solide, liquide ou gazeuse.

Le point de fusion de l'eau varie selon la pression, la valeur pour une pression atmosphérique étant de 100°c. Selon la pression et la température, l'eau sera soit sous forme gazeuse, solide ou liquide. Le diagramme suivant, appelé diagramme des phases de l'eau, donne l'état de l'eau selon le couple P-T. Comme on le voit, la température de fusion de l'eau diminue avec la pression. Ce comportement est spécifique à l'eau, les autres matériaux voyant leur température de fusion augmenter avec la pression. Dans le cas de l'eau, cela signifie qu'on peut la faire fondre en la compressant ! Ce phénomène est à relier à un autre détail : l'eau liquide est plus dense que la glace ! Encore une fois, c'est l'inverse que l'on observe sur les autres matériaux : ils sont plus denses à l'état solide qu'à l'état liquide. La raison tient aux comportements des liaisons hydrogènes. On verra que ce comportement aura des conséquences concrètes en planétologie.

Diagramme de phase de l'eau.

L'eau liquide libre et liée[modifier | modifier le wikicode]

L'eau liquide existe sur de nombreuses planètes du système solaire. Seule la Terre a, à l'heure actuelle, des étendues d'eau liquide libre, à savoir non-liée à d'autres molécules. L'eau libre forme des océans ou des écoulements. Sur les autres planètes, l’eau est surtout présente sous forme liée, à savoir mélée à des roches ou des minéraux. Par exemple, les argiles absorbent beaucoup d'eau à la surface de leurs minéraux. La péridotite, la roche qui forme le manteau des planètes, incorpore facilement des molécules d'eau dans sa structure cristalline. Ces minéraux qui absorbent bien l'eau, voire l'incorporent dans leur structure cristalline, sont appelés des minéraux hydratés. On trouve de l'eau liée aussi bien sur Terre que sur les autres planètes.

Les glaces[modifier | modifier le wikicode]

Cristal de glace.

La glace est de l'eau sous forme solide, généralement cristallisée. Ceci dit, on devrait plutôt parler des glaces et non de la glace : il existe différentes formes de glaces qui différent par leur forme cristalline (quand celle-ci existe). Il existe en effet différentes façons pour organiser les molécules dans un cristal de glace : hexagonale, monoclinique, tétragonale, cubique, etc. On parle ainsi de glace de type 1, de type 2, de type 3, de type 4, et de bien d'autres. En planétologie, les quatre formes précitées sont les plus communes.

Aux basses pressions, la glace hexagonale (glace Ih) est la forme la plus fréquente, quoiqu'elle puisse parfois être remplacée par de la glace cristalline Ic ou de la glace amorphe (non-cristalline). Dans un cristal de glace hexagonale, chaque molécule d'eau est entourée par quatre molécules d'eau voisines. C'est la même chose dans l'eau liquide, si ce n'est que les molécules voisines changent constamment, contrairement à ce qu'on a dans un cristal de glace. L'empilement hexagonal est un mauvais moyen pour empiler les molécules d'eau, ce qui explique que la glace hexagonale est moins dense que l'eau liquide. Il s'agit de la seule forme de glace pour laquelle c'est le cas : toutes les autres sont plus denses que l'eau liquide.

Glace hexagonale

A plus forte pression, la glace hexagonale de type 1 est remplacée par de la glace de type 2, de structure monoclinique. Par la suite, la glace monoclinique est remplacée par de la glace de type 3, tétragonale, puis par de la glace de type 4 cubique. Puis, les glaces de type 5, 6, 7, ...11 lui succèdent. Des formes de glace de plus haute pression existent au cœur des planètes géantes, mais leur structure cristalline et leurs propriétés physico-chimiques sont encore très mal connues. Quoi qu’il en soit, la densité des glaces augmente avec la pression : les glaces les moins denses (type 1,2) laissent progressivement la place à des glaces de plus en plus denses quand la pression augmente.

Type de glace Structure cristalline
Type 1 Hexagonale
Type 2 Monoclinique
Type 3 Tétragonale
Type 4 Cubique
... ...
Diagramme de phase de la glace.

L'état de l'eau dans le système solaire[modifier | modifier le wikicode]

Sur les autres planètes que la Terre, l'eau n'est présente qu'à l'état de traces assez infimes. Cela ne signifie cependant pas que le cycle de l'eau n'existe que sur Terre. Certains corps telluriques, comme Mars, ont un cycle de l'eau assez simple, bien que très éloigné de celui observé sur Terre. D'où la présence de calottes polaires qui contiennent un peu d'eau, ainsi que de nuages d'eau dans l'atmosphère martienne. Mais la quantité d'eau qui circule ainsi est très faible, inférieure à celle observée sur Terre de plusieurs ordres de grandeur. En général, l'eau est surtout présente sous les formes de liquide et de glaces, la vapeur d'eau étant assez rare par rapport aux phases solides et liquides. L'eau liquide est elle-même assez rare par rapport à la glace.

Comme dit il y a quelques chapitres, l'eau liquide n'existe que dans un intervalle de distance très précis : elle se transforme en glace au-delà d'une distance limite (la limite des glaces) et en vapeur d'eau au-delà de la limite de la vapeur d'eau. Elle est inexistante près du Soleil, en deçà de ce qu'on appelle la ligne de la vapeur d'eau. A ces faibles distances, la température fait que la vapeur d'eau est la seule forme possible et toute eau liquide se vaporise. Et la vapeur d'eau n'est pas conservée par les atmosphères planétaires, du fait de sa faible vitesse de libération. Les planètes proches du Soleil sont donc des déserts secs, pauvres en eau, ce qui explique l'aridité de Mercure et de Venus. L'eau liquide ne peut exister dans le système solaire que dans un intervalle de distance assez petit, entre la limite des glaces et la limite des gaz. Seule la Terre est dans cet intervalle. Au-delà de la ligne des glaces la température ne permet plus à l'eau de rester liquide. Les planètes et satellites sont donc recouverts totalement ou partiellement de glaces. Mars possède ainsi quelques glaciers et des calottes polaires assez importantes. Les planètes gazeuses possèdent des glaces en leur for intérieur, en dessous de leur immense atmosphère. Mais les fortes pressions font que l'état physico-chimique de la glace n'est pas très bien connu. Tel n'est pas le cas des satellites de Jupiter et Saturne, ou encore des planètes naines Pluton et Charon. Tous, si ce n'est quelques exceptions, sont recouverts de plusieurs couches de glaces et d'eau liquide.

La glace[modifier | modifier le wikicode]

De nombreux satellites de Jupiter et Saturne sont recouverts par des couches de glaces assez épaisses. Il en est de même pour les planètes naines Pluton et Charon. Sur ces corps, la couche de glace est suffisamment épaisse pour que la pression augmente avec la profondeur. A la base, la pression sera suffisante pour que l'on trouve des glaces de type 4. A leur surface, on trouve naturellement des glaces de faible pression, hexagonale. Entre la surface et la base, on passe progressivement des glaces 1 aux glaces 2, puis aux glaces 3, avant d'atteindre la glace 4. La couche de glaces est donc structurée en quatre couches de glace 1, 2, 3 et 4.

L'intérieur des planètes géantes gazeuses contient aussi des glaces et de l'eau. Celle-ci se trouve en dessous de leur épaisse atmosphère. Mais la glace est tellement compressée qu'il s'agit certainement de glace de haute pression, à la structure inconnue. Si Jupiter et Saturne ont une mince couche de glaces, Uranus et Neptune ont une couche de glace particulièrement épaisse. Certaines estimations montrent qu'Uranus et Neptune sont composées à plus de 50% de glace.

Enfin, il ne faut pas oublier les glaces cométaires ou celles observées sur les corps de la ceinture de Kuiper. La quasi-totalité des corps transneptuniens sont ainsi composés de glace en majeure partie.

L'eau liquide[modifier | modifier le wikicode]

Si on fait l’inventaire de la présence d'eau liquide dans le système solaire, on peut remarquer qu'elle n'est pas répartie également entre toutes les planètes. Si la Terre a beaucoup d'eau à sa surface, les autres planètes n'ont que très peu d'eau liquide.

La Terre est vraiment un cas à part : c'est la seule planète du système solaire à avoir autant d'eau à sa surface. Cette eau provient des apports mantelliques liés au volcanisme, sans compter la part apportée par les météorites. L'ensemble a été injecté dans l'atmosphère sous la forme de vapeur d'eau, une fois la croute terrestre formée, puis cette vapeur d'eau s'est condensée en nuages et en précipitations : les premiers océans étaient nés.

Mais l'eau liquide n'est pas présente que sur Terre, mais aussi sur d'autres planètes, voire sur certains satellites telluriques. Elle est notamment présente dans la plupart des satellites de Jupiter ou de Saturne. La différence avec la Terre est que l'eau n'affleure pas à la surface, mais est coincée entre des couches de glace. Sa présence provient des propriétés de la glace hexagonale, notamment la diminution de sa température de fusion avec la pression. Pour comprendre pourquoi, nous allons prendre une couche de glace similaire à celle qui recouvre la plupart des satellites de Jupiter et Saturne. La température est relativement constante sur le profil étudié, ce qui est une approximation pas trop affreuse. Dans cette couche épaisse de glace hexagonale Ih, la température de fusion diminue avec la profondeur. A partir d'une profondeur précise, la température de la couche de glace dépasse la température de fusion. La glace fond et forme une couche d'eau liquide en dessous de la glace hexagonale. Ce n'est qu'au-delà d'une certaine pression que l'eau liquide ne peut plus exister et que de la glace de type 2 se forme. Sur tous les satellites joviens et saturniens, l'eau liquide se trouve en sandwich entre une couche de glace hexagonale et une couche de glace monoclinique.

La vapeur d'eau[modifier | modifier le wikicode]

La vapeur d'eau est extrêmement rare dans le système solaire. On la trouve à l'état de traces dans les atmosphères planétaires, que ce soit pour les planètes telluriques ou gazeuses. La seule exception est naturellement la Terre, où la vapeur d'eau y est proéminente. Dans toutes les atmosphères, l'eau peut former des nuages atmosphériques de faible ampleur. Quelques nuages d'eau ont été décelés dans les planètes gazeuses, ainsi que sur Venus. On en trouve aussi dans l'atmosphère martienne, où la vapeur d'eau est produite par sublimation des calottes polaires.

Les autres planètes n'ont pas beaucoup de vapeur d'eau dans leur atmosphère. Les planètes gazeuses ont une atmosphère extrêmement pauvre en eau liquide, ce qui n'est pas étonnant vu qu'elles se situent au-delà de la limite des glaces. Mais les planètes telluriques ne font pas exception : toutes ont une atmosphère pauvre en vapeur d'eau, à l'exception notable de la Terre. Cette relative rareté de la vapeur d'eau atmosphérique provient de plusieurs phénomènes, mais l'échappement gravitationnel est celui qui a le plus joué sur Venus et sur Mars. Sur ces planètes, il n'y a plus beaucoup de molécules d'eau dans leur atmosphère, vu qu'elles se sont toutes carapatées par échappement gravitationnel, du fait de la forte température de surface et d'une insuffisance de la gravité. Le fort effet de serre présent sur Venus expliquerait pourquoi l'eau s'est évaporée dans l'espace, la température de l'eau ayant dépassée sa température de fuite atmosphérique. Assez ironiquement, l'eau a participé à la création d'un fort effet de serre, quand celle-ci était présente dans l’atmosphère vénusienne.

On sait que ce scénario a de bonnes chances d'être le bon grâce à l'étude des proportions en eau "normale" et en eau lourde sur ces deux planètes.

Pour rappel, l'eau est composé d'un atome d'Oxygène et de deux atomes d'Hydrogène. Or, il existe plusieurs isotopes de l’hydrogène : le Protium n'a pas de neutrons, le Deutérium en possède 1, le Tritium en a 2, etc. Dans certaines molécules d'eau, les atomes d'Hydrogène sont du protium, ce qui donne de l'eau normale. Mais il est aussi possible que l'Hydrogène soit du Deutérium, ce qui donne de l'eau lourde.
Isotopes de l’Hydrogène : Protium, Deutérium et Tritium.

L'eau normale et l'eau lourde ont des températures de fuite légèrement différentes : l'eau lourde s'évapore légèrement moins vite que l'eau normale. Cette différence n'est peut-être pas très grande, mais ses effets sont particulièrement marqués, notamment sur les planètes Venus et Mars. L'eau lourde a mis plus de temps à s'échapper, du fait de son poids légèrement plus important. En conséquence, l'atmosphère s'est enrichie en eau lourde en proportion (la quantité totale d'eau a diminuée, mais l'eau lourde a diminué moins vite que l'eau normale). Le rapport eau lourde / eau totale est donc plus important sur ces planètes : il est de 6 fois supérieur à la normale sur Venus et plus de 2 fois sur Mars. C'est grâce à ces mesures que l'on sait qu'il y a eu de l'eau sur Venus et Mars, mais que celle-ci s'est échappée de leur atmosphère.


L'intérieur des planètes et satellites

Toutes les planètes ont une composition chimique similaire. La composition chimique totale des planètes telluriques est dominée par le Fer, le Magnésium, le Silicium et l'Oxygène : 95% de la masse des planètes telluriques est composé par les quatre éléments précédents. Les autres éléments, tels le Calcium, l'Aluminium, le Nickel et le Soufre se partagent 4,99% du reste, le 0.01% restant étant composé d’éléments trace. Les planètes gazeuses ont une composition plus enrichie en éléments volatiles, comme de l'hydrogène ou de l'hélium. Cependant, ces éléments ne sont pas répartis de manière homogène à l'intérieur des planètes.

Si certains petits satellites sont relativement homogènes, les gros corps sont structurés en plusieurs couches de composition différentes. Ces couches se distinguent par une composition chimique spécifique, parfois par des propriétés physiques distinctes. La structure interne des planètes provient d'un mécanisme de différenciation qui commence dès leur formation. Toutes les planètes ont été dans un état fluide suite à leur formation. Par exemple, les planètes telluriques ont été intégralement fondues peu après leur formation, il y a 4,5 milliards d'années. Les planètes gazeuses sont quant à elle fluides, car gazeuses. Dans cet océan de magma ou de gaz, les éléments chimiques se sont répartis à des profondeurs différentes en fonction de leur densité. Une première cause de cette différenciation est la densité : les éléments denses et lourds sont tombés, alors que les éléments légers ont flotté à la surface. Sur les planètes gazeuses, il est évident que les gaz sont restés en surface de la planète tellurique. Mais le cas des planètes telluriques est clairement le plus intéressant.

Earth Differentiation
Differentiation of parent body2

La structure interne des planètes telluriques[modifier | modifier le wikicode]

Planète tellurique : manteau silicaté, noyau métallique.

Les planètes telluriques du système solaire sont composées d'un noyau central métallique surmonté d'une ou de plusieurs couches silicatées. Mercure, la Terre, Venus et Mars sont toutes de ce type. Leur intérieur est composé d'au moins trois grandes couches concentriques, aux compositions chimiques et propriétés physiques différentes : une croûte silicaté, un manteau silicaté et un noyau métallique. Seule la taille respective de ces couches change selon la planète, ainsi que quelques paramètres géochimiques assez spécifiques.

Cette structuration en trois couches prend naissance après la formation des planètes, quand celles-ci étaient toutes fondues. Dans cet océan de magma, le Fer et d'autres éléments métalliques lourds sont tombés vers le centre de la planète, alors que les silicates plus légers sont restés dans les couches supérieures. Les métaux se sont concentrés au centre, donnant un noyau métallique, alors que les silicates ont donné un manteau solide. Certains matériaux très légers ont surnagé à la surface du magma, donnant naissance à une croûte solide. Outre la densité, certains éléments chimiques forment plus facilement des liaisons avec le silicium, d'autres avec le fer, d'autres encore avec l'oxygène, etc. Les éléments qui ont une affinité avec le silicium ont tendance à rester dans les couches supérieures, alors que ceux qui aiment le fer tombent avec lui. Par exemple, l'uranium et divers autres éléments radioactifs ont tendance à se lier avec les silicates : on les retrouve donc dans la croûte et notamment dans la croûte continentale. Le noyau central s'est formé progressivement par la chute du fer et du nickel au centre de la Terre. À l'heure actuelle, le modèle en vigueur dit que le fer et le nickel se sont combinés entre eux pour former divers composés chimiques. Ces composés insolubles dans le magma de silicates fondus ont formé des gouttes de métal qui sont lentement tombées au centre de la planète. Par la suite, le noyau a progressivement refroidi. Il faut dire que les matériaux radioactifs ne se lient pas facilement au fer et au nickel. En conséquence, ceux-ci restent dans le manteau. Le noyau n'étant pas chauffé de l'intérieur par manque de combustible nucléaire, ses couches internes refroidissent progressivement. Les parties internes du noyau se solidifient en premier, ce qui fait que le noyau se solidifie de l'intérieur. Pour les autres planètes que la Terre, ce processus a totalement solidifié le noyau : les noyaux de Mercure, Vénus et Mars sont totalement solides. Dans le cas de la Terre, ce refroidissement n'a pas encore solidifié tout le noyau, ce qui fait qu'il est composé de deux couches : un noyau externe liquide, et un noyau interne solide.

Structure interne des planètes telluriques du système solaire.
Planète océan : une couche d'eau ou de glaces surmonte un cœur silicaté.

Les satellites telluriques sont différents des planètes telluriques. Ils se sont formés dans le système solaire externe, riche en volatils (glaces et silicates), mais pauvre en métaux réfractaires. La pauvreté en métal de cette zone fait que les satellites n'ont pas de noyau métallique central avéré, bien qu'il soit possible qu'ils aient un petit noyau assez peu volumineux. De plus, la richesse en glaces et en eau fait que ces satellites sont recouverts d'une couche d'eau. Celle-ci est supposée en grande partie solide, bien qu'une partie puisse être liquide. L'eau liquide serait coincée entre des couches de glaces. Quoi qu’il en soit, ces planètes/satellites sont appelées des planètes océans, en rapport à leur richesse en eau (solide ou liquide).

Il existerait, hors du système solaire, des planètes telluriques qui seraient organisées autrement. Certains supposent l'existence de planètes sans noyau métallique interne, appelées planètes de silicates. D'autres postulent des planètes intégralement métalliques et sans couche mantellique silicatée, appelées planètes métalliques. D'autres supposent des planètes similaires aux planètes de silicates, mais où le manteau serait riche en carbone, donnant un manteau composé de carbure de silicium et non d'oxyde de silicium. Il va de soi que ces trois derniers types sont purement hypothétiques.

Planète sans noyau : manteau de silice (silicium + oxygène), pas de noyau.
Planète métallique : Pas de manteau, noyau métallique en Fer, Nickel et Soufre.
Planète de carbone : manteau de carbure de silicium (silicium + carbone), noyau métallique.

Composition chimique et minéralogique des couches[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne des planètes telluriques.

Le noyau ferreux central est composé essentiellement de Fer, couplé à des éléments lourds encore mal connus. On suppose que le Nickel et le Soufre seraient les composants secondaires les plus importants. Des quantités non-négligeables de Silicium ou d'Oxygène seraient présentes dans le noyau, sous la forme de minéraux ferreux. Ce noyau est totalement fondu lors de sa formation, mais son refroidissement fait qu'il se solidifie progressivement. Sur Terre, cette solidification n'est pas terminée, ce qui fait que le noyau est composé d'une graine solide centrale et d'un noyau externe liquide. Le noyau des autres planètes est mal connu, certains indices laissant penser à des noyaux partiellement liquide, alors que les calculs théoriques donnent des noyaux totalement solides. Le mystère est encore loin d'être clos. Le manteau lui, est totalement solide quel que soit la planète. Il est composé de silicates riches en Fer et en Magnésium. Il est composé d'une roche appelée la péridotite, ses minéraux principaux sont l'olivine, l'enstatite, la pérovskite et la magnésowüstite, secondés par quelques minéraux silicatés similaires. Il est plus dense que la croute, composée soit de basalte soit de granites. Les croutes des planètes telluriques sont surtout composées de roches appelées basaltes ou d'anorthites. Elles sont semblables à la croute océanique terrestre. La Terre possède aussi une croute continentale fortement granitique, sans équivalent dans le système solaire, la Terre étant la seule à avoir une tectonique des plaques.

Chaleur et température interne[modifier | modifier le wikicode]

La chaleur qui a fait fondre les planètes telluriques a diverses origines. Premièrement, toutes les planètes telluriques contiennent des éléments radioactifs dont la désintégration produit de la chaleur. Ce mécanisme se poursuit à l'heure actuelle dans la majorité des planètes telluriques, mais il a été nettement plus important lors de leur formation : les éléments radioactifs étaient alors plus nombreux, leur nombre a diminué progressivement à la suite des désintégrations. Deuxièmement, les planétésimaux qui se sont crashés sur ces planètes ont fourni une partie de la chaleur : l'énergie cinétique des météorites se transforme en chaleur lors de l'impact. La différenciation de la planète a aussi libéré de la chaleur, qui provient de la transformation calorique de l'énergie potentielle lors de la chute des métaux au centre de la Terre. Vu qu'au début du système solaire, ces impacts étaient nombreux, ils étaient suffisants pour faire fondre une portion des planètes telluriques. On voit donc qu'il existe deux sources principales de chaleur : une chaleur radioactive et une chaleur originelle. À ces deux sources de chaleur, il faut ajouter, sur certaines planètes, la cristallisation du noyau central qui libère de la chaleur latente.

La production de chaleur[modifier | modifier le wikicode]

Ce diagramme montre l'évolution de la production de chaleur à l'intérieur de la Terre selon son âge. On voit bien que la production de chaleur a fortement diminué, en corrélation avec la baisse des radionucléides restants.

La production de chaleur a commencé dans les planétésimaux, permettant à ceux de grande taille de fondre et de se différencier, avant de se poursuivre à l'intérieur des planètes telluriques. Pour les petites planètes, comme Mercure, cette création de chaleur a rapidement cessé par manque de combustible radioactif. La planète s'est alors rapidement refroidie, sans vraiment engendrer de volcanisme important. En se refroidissant, Mercure s'est même contractée, donnant naissance à des failles et plis de contraction à sa surface. Sur les autres planètes, leur grande taille fait qu'elles avaient un gros stock de radionucléides originels, permettant de produire de la chaleur sur de longues périodes de temps. C'est pour cela que les planètes telluriques suffisamment massives, comme Vénus ou la Terre, sont encore suffisamment chaudes pour avoir un volcanisme à l'heure actuelle.

Les processus de transfert thermique[modifier | modifier le wikicode]

La production de chaleur entraîne des phénomènes variés, qui vont du volcanisme à la tectonique des plaques terrestres. La chaleur produite au cœur d'une planète doit être dissipée d'une manière ou d'une autre. A ce petit jeu, la croûte solide sur laquelle repose le manteau fait office de couvercle qui limite l'évacuation de la chaleur. La dissipation de la chaleur demande que celle-ci traverse la croûte, ce qui implique fatalement des processus volcaniques ou une conduction à travers la croûte. En outre, la chaleur se déplace à l'intérieur de la planète par conduction et convection, la convection étant le mécanisme principal. La convection est surtout localisée dans le manteau, qui est parcouru de cellules de convection sur les planètes encore chaudes. Cela provient du fait que la production de chaleur radioactive est très faible dans le noyau : celui-ci contient trop peu d’éléments radioactifs, ceux-ci ayant des affinités chimiques faibles avec le fer du noyau. L’essentiel des radionucléides se trouve dans le manteau et la croûte, vu que l'uranium a beaucoup d'affinités chimiques avec les silicates. En conséquence, la majorité de la chaleur radioactive est produite dans le manteau et la croûte, ce qui rend la convection plus efficace.

Heat flow of the inner earth

La structure interne des planètes gazeuses[modifier | modifier le wikicode]

Les planètes gazeuses sont formées avant tout de gaz, mais attention : il ne s'agit pas de boules de gaz, sans la moindre trace de matière rocheuse. On devrait plutôt les voir comme une sorte d'enveloppe de gaz qui entoure un corps rocheux certainement sphérique. Une seconde interprétation est de considérer que ces planètes sont en réalité des planètes telluriques avec une atmosphère deux à trois fois plus épaisses que le corps rocheux, l'atmosphère faisant partie de la planète proprement dite. Toutes les planètes gazeuses n'ont pas la même structure interne, selon leur distance de formation au Soleil. Quelques subtilités se font notamment jour quand on se demande quel est le corps tellurique entouré par l'atmosphère : est-ce une planète silicatée ou une planète océan ? Les deux sont possibles, et donnent respectivement des géantes gazeuses et des géantes de glaces. Typiquement, les astronomes distinguent plusieurs types de planètes gazeuses : les géantes gazeuses et les géantes de glace. Les premières contiennent un corps purement tellurique, alors que les secondes contiennent une planète océan. Ces deux types sont eux-mêmes divisés en deux sous-types chacun, selon l'épaisseur de l'atmosphère. On distingue donc :

  • les géantes gazeuses, des planètes composées d'une enveloppe de gaz entourant un corps rocheux ;
    • les planètes purement gazeuses, avec une enveloppe de gaz qui entoure un corps rocheux sphérique très petit ;
    • les planètes gazeuses à noyau massif, identiques aux précédentes, si ce n'est que le noyau est beaucoup plus grand ;
  • les géantes de glace, des planètes composées où un corps rocheux est enveloppé d'une couche de glaces et d'eau, elle-même entourée par une atmosphère gazeuse ;
    • les planètes joviennes, où la couche de glaces et d'eau est très mince par rapport à l’atmosphère ;
    • les planètes neptuniennes, où la couche de glaces et d'eau a une épaisseur particulièrement importante.

Les géantes gazeuses sont absentes du système solaire, mais existent hors du système solaire : certaines exoplanètes pourraient correspondre à ces caractéristiques. Par contre, les types de planètes « joviennes » et « neptuniennes » sont inspirés de leurs représentants du système solaire : Jupiter et Saturne sont des planètes joviennes, tandis que Neptune et Uranus sont des planètes neptuniennes. D'où le nom donné à ces types : jovien est l'adjectif qui se réfère à Jupiter, de même que neptunien se réfère à Neptune. Cela se voit sur les coupes-section supposées de ces planètes. Le schéma suivant montre que Jupiter est Saturne sont intégralement composées d'une couche d'hydrogène, qu'il s'agisse d'hydrogène normal ou d'hydrogène métallique (gazeux, mais conducteur d'électricité). Par contre, Neptune et Uranus ont une atmosphère composée d'hydrogène et d'hélium, surmontant une couche de glaces d'eau, d'ammoniac et de méthane.

Intérieur des planètes gazeuses du système solaire


Les processus de surface

Toutes les planètes telluriques sont différentes : certaines ont une atmosphère, d'autres non. Certaines ont un volcanisme très important, pas d'autres. Et j'en passe ! Les raisons à cela proviennent de différences primaires, qui gouvernent l'évolution des planètes. Ces paramètres sont : la masse de la planète, sa composition chimique, sa vitesse de rotation et la forme de son orbite. Ces paramètres sont dits primaires, car ils dépendent des conditions de formation de la planète. Ces paramètres influencent d'autres paramètres, dits secondaires, comme la présence d'une atmosphère, la structure interne de la planète, les processus de surface, et j'en passe. La surface des planètes telluriques montre des régularités que l'on retrouve partout. Dans les grandes lignes, quatre phénomènes ont modelé les surfaces des planètes telluriques :

  • la cratérisation, à savoir la dégradation par les cratères d'impact ;
  • le volcanisme, dont les épanchements de lave ont renouvelé la croute ;
  • la tectonique, à l'origine de plis, failles et chaines de montagnes ;
  • et sur certaines planètes, l’érosion et l'altération liée au vent, à l'eau, etc.
Processus planétaires de surface

Cratérisation[modifier | modifier le wikicode]

Toutes les planètes telluriques présentent des cratères d'impact sur leur surface, nés de l'impact à grande vitesse de météorites. La plupart de ces cratères se sont formés lors du grand bombardement tardif, mais certains sont plus récents. On peut facilement estimer l'âge de la croûte en estimant son état de cratérisation : plus une croûte est cratérisée, plus elle est ancienne. Si la croûte est ancienne, les cratères d'impact ont pu s'accumuler progressivement, sans être effacés. Si la croûte est récente, on est certain que des processus tectoniques ou volcaniques ont effacé les anciens cratères, sans compter l'effet de l'érosion qui a tendance à les détruire. La croûte récente contient donc moins de cratères, les plus anciens ayant disparu avec l'ancienne croûte. Pour donner un exemple, on peut comparer la Terre et Mercure. On observe peu de cratères d'impacts sur la Terre, l'érosion et le renouvellement de la croûte océanique aidant à faire disparaître la plupart des cratères un peu anciens. Par contre, aucun processus de ce genre n'existe sur Mercure, qui est un astre géologiquement mort. Il n'est donc pas étonnant de constater que Mercure est constellé de cratères d'impacts sur sa surface.

Érosion et altération[modifier | modifier le wikicode]

Les corps telluriques sont soumis à divers processus d'érosion (les puristes diraient plutôt altération, mais nous utiliserons le terme érosion dans ce qui suit). Il semble évident que les planètes avec une atmosphère et de l'eau liquide sont soumis à une érosion bien plus intense. Les vents, ainsi que l'eau liquide, entrainent une érosion absente sur les autres corps. Par exemple, toute planète avec une atmosphère peut subir une érosion éolienne, liée aux vents qui soufflent sur la surface. D'autres planètes qui ont eu de l'eau sous forme liquide à leur surface ont pu être érodés par l'érosion fluviale ou glaciaire, donnant des vallées, deltas, canyons et bien d'autres formes d'érosion du genre. Si l'eau liquide est clairement ce qui nous vient à l'esprit, les autres planètes contiennent de faibles quantités d'eau sous la forme de glaces, localisées le plus souvent près des pôles. La Terre n'est ainsi pas la seule planète à avoir des calottes polaires : Mars est aussi dans ce cas, par exemple. Mais les corps sans atmosphère ni eau liquide subissent aussi une érosion liée aux impacts de météorites et au vent solaire.

Érosion spatiale[modifier | modifier le wikicode]

L'érosion non liée aux vents, à la gravité ou à l'eau liquide porte le nom d'érosion spatiale. Elle est causée par le vent solaire et par les impacts de météorite. Vu son origine, on se doute que cette forme d'érosion que sur les planètes sans atmosphère et sans magnétosphère. C'est pour cela que seuls Mercure, les satellites et les astéroïdes ont subit l'érosion spatiale, alors que les autres planètes n'en ont pas.

Un petit pas pour l'Homme, et une belle illustration du caractère poussiéreux du régolithe lunaire.

Les conséquences de l'érosion spatiale sont différentes sur les corps telluriques et sur ceux recouverts d'une couche de glace. Pour simplifier, le vent solaire sera le processus dominant sur les satellites de glace, alors que les impacts de météorites seront prédominants sur les corps telluriques. Sur les satellites glacés, l'érosion spatiale modifie la structure cristalline de la glace exposée. La glace cristalline devient amorphe (sans structure cristalline) à cause du vent solaire. Les impacts ont peu d'effets, vu que la surface des satellites de glace est rapidement renouvelée. Tel n'est pas le cas sur les corps telluriques : le vent solaire a peu d'effets sur les roches solides de la croute, contrairement aux impacts de météorites. Les roches de la croute sont brisées et agglutinées par la succession d'impacts. Sur les corps telluriques, l'érosion spatiale forme une sorte de "sol" : le régolite. Celui-ci est composé de petits grains rocheux, qui forment une sorte de couche de poussière à la surface des corps telluriques. Le régolithe le plus étudié est de loin le régolithe lunaire. Il faut dire que les missions Apollo ont ramené des échantillons de régolithe lunaire sur Terre, facilitant son étude. Sur la Lune, le régolithe a une épaisseur de 2 à 10 mètres et est composé de grains très fins et anguleux. L'érosion spatiale permet à des particules de Fer de se coller à la surface des grains du régolithe. Cela leur donne une couleur noire à rouge sombre, d'autant plus prononcée que l'érosion spatiale est avancée. Le régolithe des autres corps telluriques doit être similaire.

L'érosion spatiale nait de l'effet des impacts de météorites et des rayons cosmiques (dont le vent solaire). Les impacts de météorites brisent les roches de la croûte en morceaux, leur donnant une taille de plus en plus fine avec la succession des impacts. Ce processus de comminution produit des particules de tailles très différentes, particulièrement anguleuses. Du fait de l'absence de vent ou d'eau, les particules formées par comminution gardent leur forme anguleuse et ne sont pas polies par l'érosion. Ma comminution n'est cependant pas le seul processus d'érosion spatiale. Lors des impacts, il arrive que des particules se soudent sous l'effet de la chaleur ou de la pression. Sur certaines brèches, les particules se sont simplement collées les unes dans les autres sous l'effet de la pression ou de la température, sans fondre. Dans d'autres, la chaleur fait fondre une partie du sol : ces brèches d'impact donnent des blocs de roche entourés d'une matrice vitreuse. Pour résumer, l'érosion spatiale a trois effets sur les roches :

  • elles vont les briser en fragment : c'est l'effet de comminution ;
  • elles vont souder des particules fines ensemble : c'est l'agglutination ;
  • elles vont déplacer les particules et les faire décoller du sol.

Tectonique planétaire[modifier | modifier le wikicode]

Sur les autres planètes que la Terre, la croûte est restée d'un seul tenant et la tectonique des plaques ne s'est pas mise en place. Si des continents se sont formés sur Terre, ce n'est pas vraiment le cas sur les autres planètes telluriques. Il n'y a que sur Terre que la tectonique des plaques est apparue, sans que l'on sache expliquer clairement pourquoi. Les chercheurs ont bien des pistes, mais rien de certain pour l'instant. Il est possible que la présence d'eau sur Terre aie joué un rôle dans le développement de la tectonique des plaques. L'eau diminue la résistance et la viscosité des roches mantelliques, ce qui favorise l'apparition d'une convection mantellique. De plus, elle rend les roches crustales plus cassantes, en permettant aux fissures et défauts cristallins de se rassembler. Cela permet le développement de grandes fractures localisées au lieu de multiples fractures diffuses. Chose qui rend plus probable l'apparition de plaques, séparées par de grandes fractures ! Les autres planètes étant plus pauvres en eau que la Terre, elles partaient avec un désavantage pour développer une tectonique des plaques. Mais d'autres pistes sont aussi envisagées, l'eau n'étant certainement qu'un élément parmi tant d'autres.

Tectonique des plaques (Terre)[modifier | modifier le wikicode]

Tectonic evolution of Earth

La tectonique des plaques de l'époque ancienne était différente de l'actuelle : la Terre était plus chaude, le manteau plus fluide, et cela avait des conséquences. Les plaques devaient être beaucoup plus petites et nombreuses. Leurs mouvements étaient nettement plus rapides, ce qui fait qu'elles se recyclaient très vite. Les premiers continents semblent dater de 4 milliards d'années, si l'on en croit l'analyse de zircons datés de cette période. La majorité de la croûte continentale se serait formée entre 4 et 3 milliards d'années, même si seul 5 à 10% de la croûte actuelle a été préservée. Certains pensent que les premiers continents se seraient formés par accumulation de magma à la suite d'un volcanisme localisé. Ils expliquent ces épanchements de lave par un volcanisme de point chaud. D'autres l'expliquent par la subduction de plaques océaniques : les plaques de l'époque auraient alors fondu lors de la subduction, donnant naissance à de grandes quantités de lave. D'autres pensent enfin que les premiers continents seraient nés de l'accumulation et de la compression d'arcs océaniques, des chaînes de volcans qui naissent lors de la subduction de deux plaques. En se déplaçant sous l'effet de la tectonique, ces arcs volcaniques se seraient rencontrés et auraient fusionné pour donner une ébauche de croûte continentale. Il existe des traces de ces sutures d'arcs océaniques dans certains cratons, sous la forme de ceintures de roches vertes.

Quelques indices expérimentaux et la géologie isotopique nous disent que les continents ont grandi progressivement au cours du temps, avec quelques sursauts épisodiques qui ont rapidement augmenté leur surface. Il y aurait eu cinq grandes poussées de croissance continentales au cours des temps géologiques, avec une faible croissance entre les poussées. Ces protocontinents étaient au départ formé de roches de la croûte océanique : péridotites, basaltes, etc. Par la suite, des processus métamorphiques et magmatiques ont transformé cette croûte en croûte continentale (essentiellement granitique). Les protocontinents sont entrés en collision et se sont réunis en continents plus gros. Lors de ces collisions, les roches des continents ont rapidement été métamorphisées et refondues : les premiers granites sont apparus. Progressivement, la totalité des continents a subi ce processus, transformant la totalité de la croûte en roches métamorphiques et granitiques.

Tectonique des autres planètes[modifier | modifier le wikicode]

Si les autres planètes n'ont pas de tectonique des plaques, cela ne signifie pas pour autant l'absence de toute forme de tectonique. Si la croute n'est pas découpée en plaques, elle peut cependant se déformer en réponse aux mouvements de convection mantellique. Évidemment, cela demande que le manteau convecte, ce qui n'est le cas que si la planète a encore de chaleur interne. Mercure n'a pas eu une chaleur interne et un manteau suffisamment épais pour que la convection se mette en place. Les seules traces de tectonique sont des réseaux de faille proches de l'équateur, formés lors du refroidissement de la planète. En refroidissant, Mercure a subit une contraction thermique suffisante pour que sa croute se rétracte. Ainsi est né le réseau équatorial de failles. Sur Mars, les seules traces évidentes de tectoniques sont la présence d'une gigantesque faille : la Valles Marineris. Cette Valles Marineris est une vallée d'une taille gigantesque, située assez près de l'équateur. Celle-ci serait un rift avorté, formé par l’étirement de la lithosphère martienne. Venus est de loin la planète avec une tectonique assez active, avec des zones de plissement ou d'étirement de grande ampleur. On suppose que ces plis et failles proviennent de mouvements d'extension et/ou de compression induits par la convection mantellique. Parmi ces zones de faille, les coronaes sont les plus évidentes. Elles sont composées de failles circulaires concentriques, sans doute formée au-dessus d'une remontée mantellique.


Les chutes d'astéroïdes

Illustration de la différence entre météoroïde, météore et météorite.

Il arrive qu'un astéroïde soit attiré par la gravité d'une planète et chute à sa surface. On a déjà observé de telles chutes sur Terre, bien qu'elles soient extrêmement rares. L’astéroïde tombé sur Terre (ou sur une planète) devient une météorite. C'est ainsi : astéroïdes et météorites sont deux choses différentes, le premier voguant dans l'espace, le second étant tombé sur Terre. Cette distinction terminologique n'est pas la seule : il faut ainsi distingue les météores des météorites, eux-mêmes distincts des météoroïdes... Dans le détail, les plus petits astéroïdes sont appelés de météoroïdes, tant qu'ils restent dans l'espace. Lorsqu'un météoroïde entre dans l'atmosphère, on lui donne le nom de météore. Ce n'est que quand le météore touche le sol qu'il devient une météorite.

La traversée de l'atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Nombre d'astéroîdes qui se sont désintégrés dans l'atmosphère lors de l'année 2014.

Le météoroïde se déplace par rapport à la Terre à une vitesse nommée vitesse cosmique. Celle-ci correspond à la différence entre la vitesse de révolution du météoroïde (qui tourne autour du Soleil) et celle de la Terre. Les météoroïdes qui tournent autour du Soleil dans le même sens que la Terre, ont souvent une vitesse cosmique assez faible, d'environ 15 à 30 kilomètres par seconde. Par contre, si météoroïde et Terre ont des sens de révolution inverse, la vitesse cosmique est beaucoup plus importante, pouvant doubler ou tripler par rapport à d'autres météoroïdes.

La vitesse cosmique est largement supérieure à la vitesse du son dans l’atmosphère, ce qui fait que l'entrée dans l'atmosphère d'un météore ne se fait pas sans heurts. Après quelques kilomètres de traversée, quand l’atmosphère est devenue suffisamment dense, le météore va engendrer des ondes de chocs identiques à celles d'un avion qui dépasse mach 1. Pour les gros météores, le BANG qui en découle est audible depuis le sol, à de très grandes distances. Mais les petits météores donnent des ondes de chocs rapidement amorties, inaudibles sauf à de très faibles distances. C'est après ce BANG que la friction atmosphérique va commencer à se faire sentir.

La fusion du météore et la croute de fusion[modifier | modifier le wikicode]

La friction de l'atmosphère chauffe le météore au point de le liquéfier, voire de le vaporiser. Certains astéroïdes ne surviennent pas à cette fusion et se vaporisent intégralement avant d'atteindre la surface. Seuls les astéroïdes suffisamment massifs survivent et s'écrasent sur le sol.

La croute de fusion[modifier | modifier le wikicode]

Cette photographie de météorite montre bien la croute de fusion noire, au-dessus du cœur de la météorite.

Lors de sa traversée de l'atmosphère, les gros météores chauffent au point de faire fondre leur surface sur quelques centimètres. Pour l'expliquer, les novices accusent la friction atmosphérique, le météore "frottant" contre l'atmosphère lors de sa chute. Mais en fait, la contribution thermique principale provient de la compression des gaz en aval du météore. Vu qu'il va plus vite que le son, le météore compresse l'air en face de lui, ce qui le chauffe (tout gaz compressé chauffe). La vitesse du météore est telle que la compression de l'air est suffisante pour lui faire atteindre des températures très importantes, de l'ordre de plusieurs milliers de degrés.

Mais cela ne dure qu'un temps assez court, tant que la vitesse du météore est suffisante pour entretenir un chauffage suffisant. Les températures ont beau faire fondre la surface du météore, la chaleur n'a pas le temps de pénétrer en profondeur. En conséquence, le météore n'est fondu et métamorphisé qu'en surface, sur une faible profondeur (quelques centimètres). Les météorites ont d'ailleurs un cœur relativement froid, immédiatement après leur chute.

Quand le météore atteint sa vitesse terminale, la friction diminue fortement et sa température fait de même. La surface fondue va refroidir et se solidifier, formant une croute de fusion solide. Des mouvements turbulents à la surface du météore peuvent aussi former des sortes de creux à la surface du météore, creux qui sont conservés dans la croute de fusion. De telles formations s'appellent des rémaglyptes.

L'émission de lumière[modifier | modifier le wikicode]

Outre la liquéfaction de la surface, le météore va se vaporiser et va fortement chauffer l'air qui l'entoure. Le gaz émis, très chaud, va luire intensément. La lumière est souvent visible depuis le sol. Si les petits corps donnent des étoiles filantes seulement visibles la nuit, les météores plus imposants peuvent se voir même en plein jour. La couleur du météore dépend de sa composition chimique. Certains météores ont une jolie couleur blanche/orangée, donnant une belle étoile filante quand on l'observe du sol, d'autres une couleur bleue, verte, voire rouge.

Origine des pluies d'étoiles filantes.

Pour les météores les plus petits, leur lumière forme une étoile filante dans le ciel. Il n'est pas rare d'observer du sol de véritables pluies de météores, à savoir une forte concentration d'étoiles filantes dans le ciel : on peut observer plus d'une à deux étoiles filantes par minutes dans le meilleur des cas. Cela arrive quand l'orbite de la Terre croise un amas de petites météorites, une sorte de nuage de grosses poussières et de micro-astéroïdes appelé essaim. Dans tous les cas, ces micrométéorites sont des débris qu'une comète a laissé sur sa trajectoire. Lorsque la Terre croise l'orbite de la comète, ces débris sont happés par la gravité de la Terre et se consument dans son atmosphère. Les trajectoires de la Terre et de la comète étant fixes, on devine que le croisement des trajectoires a bien lieu chaque année à la même date. On devine que ces pluies d'étoiles filantes apparaissent de manière cyclique dans le ciel, à des périodes bien précises de l'année.

Point radiant

Lors de ces pluies, toutes les étoiles filantes semblent provenir d'un point unique dans le ciel, qui porte le nom de radiant. Sa position dépend de la trajectoire de la Terre et de la position de l'amas d'astéroïdes traversé. Le radiant de ces pluies cycliques est localisé dans une constellation bien précise, qui donne le nom à pluie d'étoile filante. Par exemple, il y a une pluie de météorite chaque année aux alentours de fin juillet, début Aout, aux même dates que la fameuse nuit des étoiles. Elle semble provenir de la constellation de Persée, d'où le nom de perséides qui lui est donné. Cette pluie de météorite est constituée des débris de la comète Swift-Tuttle, la Terre croisant leur trajectoire chaque année. D'autres pluies d'étoiles filantes ont lieu chaque année, à des dates quelques peu différentes. Les orionides ont lieu entre le 2 octobre et le 7 novembre et ont leur radiant dans la constellation d'Orion. Elles proviennent de débris émis par la fameuse comète de Halley.

Le ralentissement par friction[modifier | modifier le wikicode]

Du fait de la friction atmosphérique, le météore va progressivement ralentir jusqu’à atteindre sa vitesse terminale, proche de quelques centaines de mètres par secondes. Le météore cesse alors de briller, du fait de la réduction de la friction atmosphérique. C'est ce qui fait que l'on appelle cette phase de chute libre : le "vol sombre". La chute en vol sombre est souvent assez longue, entre entre quelques minutes, quelques dizaines de minutes tout au plus. Il faut dire que la vitesse de chute est assez faible, ce qui rend le temps de trajet assez "long". Le météore en profite d'ailleurs pour refroidir lors de sa chute, ce qui fait que certaines météorites sont froides lorsqu'elles touchent le sol. En passant, la faible vitesse de chute fait que les impacts de météorites sont souvent peu impressionnants, sauf cas particuliers. Les météorites à vitesse terminale donnent seulement de petits trous dans le sol, à peine plus gros qu'elles.

La distance de freinage du météore varie grandement selon la taille et le poids du météore, sa masse ayant de loin une influence prédominante. Plus un météore est massif, plus sa distance de freinage est grande : il atteint sa vitesse terminale à une altitude plus basse qu'un météore moins massif. Certains météores très massifs et/ou très rapides ne vont d'ailleurs pas atteindre leur vitesse terminale, parce que leur distance de freinage est plus grande que l'épaisseur de l’atmosphère. Ces bolides (c'est le terme qui leur est consacré) donnent des impacts de météorites dits à hypervitesse. Ce sont eux qui créent les cratères d'impact observés sur la surface des planètes telluriques et satellites.

Ellipse de chute de la météorite de Pultusk.

Le ralentissement du météore par friction atmosphérique est souvent responsable de sa désagrégation totale. Le météore se brise en plusieurs fragments. Il faut noter que chaque fragment du météore ont leur propre croute de fusion, ce qui prouve que la fragmentation a lieu avant que le météore n'atteigne sa vitesse terminale. Il arrive rarement que le météore fonde totalement et se vaporise dans l'atmosphère. Cela arrive pour les météores peu massifs ou très rapides. Les fragments vont ensuite ralentir et atteindre leur vitesse terminale chacun de leur côté. L'ensemble des fragments va alors se répartir sur une surface au sol en forme d'ellipse, appelée ellipse de chute.

L'impact sur la surface tellurique[modifier | modifier le wikicode]

Après avoir traversé l'atmosphère, le météore va toucher le sol. L'impact est souvent très violent, mais il arrive que le météore survive à l'impact. Sans cela, on ne trouverait pas de météorites à la surface. L'impact ne forme alors qu'un simple trou dans le sol, mais ne donnent pas de cratère d'impact. Pour que le météore survive à l'impact, il faut qu'il ait atteint sa vitesse terminale et donc que le météore ne soit pas trop massif. En comparaison, les impacts à hypervitesse donnent naissance à des cratères d'impact, bien plus élaborés qu'un simple trou dans le sol. L'impact à hypervitesse démantèle totalement le météore, qui se vaporise intégralement. La météorite ne survit pas à l'impact, ce qui fait qu'il n'y a pas de météorite sous ou dans le cratère d'impact.

Les types de cratères[modifier | modifier le wikicode]

Pour simplifier, il existe deux grands types de cratères : les cratères simples, et les cratères complexes. Les cratères simples ont un plancher en forme de bol inversé, alors que les cratères complexes ont un fond lisse, avec parfois un petit pic au centre. Les cratères simples sont de petits cratères, les plus grands sont systématiquement des cratères complexes. Au-delà d'une certaine taille, qui dépend de la gravité et de la solidité du sol, tout cratère sera forcément un cratère complexe. Tous les cratères sont entourés par une corolle d’éjectas, des morceaux de sol et de météorite projetés par l'impact.

Forme des cratères et différence entre cratères simples et complexes.
Complex Impact Crater Formation.

La formation d'un cratère d'impact[modifier | modifier le wikicode]

La formation d'un cratère, qu'il soit simple ou complexe, est un processus qui se déroule schématiquement en trois étapes, parfois plus.

  • La première phase, la phase de contact et de compression démarre au moment où la météorite touche le sol. La météorite fait alors « pression » sur le sol, compressant fortement celui-ci. Lors de cette phase, l'énergie cinétique de la météorite est transformée en énergie mécanique, sous la forme d'une onde de chocs transmise dans le sol. Cette onde de choc prend la forme d'une onde de compression/décompression qui peut être captée par un sismomètre. Il faut aussi noter que la météorite est aussi parcourue par l'onde de choc, née de son impact avec le sol. Cette onde de choc fracture les roches qu'elle traverse, du moins tant qu'elle ne s'est pas atténuée.
  • La pression au sol né de l'impact est assez forte, mais elle ne dure que quelque temps. La météorite va en quelque sorte cesser d'appuyer sur le sol. C'est à ce moment que se forme une onde de décompression, qui démarre la phase d'excavation. Lors du passage de l’onde de décompression, les roches de la météorite et du sol vont se vaporiser totalement ou partiellement. Dans le cas de la météorite, cette vaporisation partielle va la faire exploser la météorite et la détruire complètement. Quant au sol, celui-ci va être fracturé et débité en de nombreux blocs de grande taille. C'est lors de cette phase que les éjectas sont projetés autour du cratère par l'explosion de la météorite.
  • Par la suite, l'onde de choc devient insuffisante pour briser les roches : l'onde de choc et la résistance des roches s'équilibrent, l'onde de choc s'atténuant du fait de sa propagation. Le cratère est donc totalement formé. Le cratère formé à la suite de cette phase est appelé un cratère transitoire, ou cratère temporaire.

Après sa formation, le cratère va subir les effets de la gravité, de l'érosion et de la relaxe des matériaux du sol. Cette étape est beaucoup plus longue. Le sol va lentement « rebondir » une fois la pression disparue, ce qui explique la formation du pic central dans les cratères complexes. Ce rebond prend un temps qui se chiffre en années, si ce n'est beaucoup plus. La gravité va faire que les bords du cratère vont s'effondrer vers l'intérieur, donnant des « slumps » ou autres formes d'effondrement. Sur les cratères complexes, il se forme des terrasses suite à ces effondrements. Les matières de la couronne qui entoure le cratère vont s'accumuler progressivement au fond du cratère et l’aplanir.

Ces processus sont naturellement plus limités dans les cratères simples, alors qu'ils s'expriment pleinement dans les cratères complexes. Dans les cratères simples, on observe une accumulation de brèches, de roches sédimentaires dans le cratère transitoire. Celles-ci proviennent partiellement de l'effondrement des bords du cratère mais aussi de poussières ou de sables apportés par le vent. Dans le cas des cratères complexes, les effondrements des bords du cratère sont multiples, donnant naissance à des bords possédant plusieurs terrasses. De plus, le rebond du sol se fait sentir, donnant naissance à une remontée du sol au centre du cratère.


Les magnétosphères planétaires

Champ magnétique terrestre

Peut-être le savez- vous déjà, mais la Terre a un champ magnétique. Ce champ magnétique est, en première approximation, un champ dipolaire (à deux pôles). Cela veut dire qu'il a un pôle nord magnétique et un pôle sud magnétique. Pour la Terre, les pôles magnétiques sont proches des pôles géographiques, bien que les deux soient quelques peu décalés. C'est pour cela que les boussoles pointent vers le pôle nord et que les navigateurs les ont utilisés durant longtemps. En passant, il faut savoir que le pôle nord géographique est proche non pas du pôle nord magnétique, mais du pôle sud magnétique ! La Terre n'est pas la seule planète dans ce cas, d'autres planètes ayant un champ magnétique existent aussi. Ce chapitre va aborder les champs magnétiques planétaires et les phénomènes associés.

Les champs magnétiques planétaires[modifier | modifier le wikicode]

Outre la Terre et Mercure, les planètes géantes ont aussi un champ magnétique permanent. Venus et Mars ont eu dans le passé un champ magnétique, mais celui-ci a disparu aujourd'hui. Le Soleil a aussi un tel champ magnétique, qui englobe tout le système solaire. Ces champs magnétiques sont souvent représentés sous la forme d'un champ dipolaire, avec un pôle nord et un pôle sud, typique de celui d'un aimant. Mais en réalité, les champs magnétiques planétaires sont plus complexes et ont une géométrie nettement plus difficile à saisir. La représentation sous la forme d'un champ dipolaire n'est qu'une approximation, assez bonne pour la plupart des situations.

La déclinaison magnétique[modifier | modifier le wikicode]

Déclinaison magnétique terrestre.

Il faut signaler que l'axe du champ magnétique n'est pas toujours aligné avec l'axe de rotation. Dit autrement, le pôle sud magnétique est un petit peu décalé par rapport au pôle nord géographique. Il n'est même pas dit que le centre de "l'aimant planétaire" soit situé au centre de la planète ! Tel est le cas sur Terre : le pôle sud magnétique est situé approximativement à 500 kilomètres du pôle nord géographique. De plus, le centre de l'aimant planétaire est situé à plusieurs centaines de kilomètres du centre de la Terre. L'axe du champ magnétique terrestre fait un angle de 11,5° avec l'axe de rotation, cet angle étant appelé la déclinaison magnétique.

Uranus est aussi dans ce cas, mais sa situation est encore plus extrême. L'axe magnétique fait un angle plus important avec l'axe de rotation que sur Terre, sans compter le décalage entre les centres. L'angle entre axes magnétique et géographique est cette fois-ci de 57°. Quant au centre magnétique, celui-ci est à 1/3 de rayon planétaire du centre géographique.

Champ magnétique d'Uranus.

Sur Terre, la déclinaison magnétique n'est pas fixe : les pôles magnétiques se déplacent lentement au cours des temps géologiques. Le champ magnétique terrestre s'est même inversé plusieurs fois, le pôle nord devenant le pôle sud et réciproquement. Lors de ces inversions, le champ magnétique semble disparaitre durant quelques milliers d'années, du moins sa composante dipolaire. Les origines de ces variations du champ magnétique terrestre ne sont pas connues à l'heure actuelle.

Déplacement du pôle sud magnétique terrestre.

D'autres planètes ont vu leur champ magnétique totalement disparaitre. La preuve en est l'aimantation des roches crustales de ces planètes. Les roches magmatiques contiennent quelques minéraux magnétiques, qui s'orientent dans la direction du champ planétaire. En conséquence, ces roches gardent des traces d'aimantation, qui permettent de reconstruire le champ magnétique existant lors de leur formation. L'analyse des roches de Mars montrent que les roches anciennes ont gardée une aimantation, alors que les roches plus jeunes n’ont jamais été aimantées. Cela montre qu'un champ magnétique a existé durant un certains temps, avant de stopper définitivement. Là encore les processus menant à la disparation de ce champ magnétique sont inconnus, bien que quelques pistes soient envisagées.

L'origine des champs magnétiques planétaires[modifier | modifier le wikicode]

Théorie de la dynamo planétaire.

L'existence des champs magnétiques planétaires pose la question de leur origine.

Les champs d'origine interne[modifier | modifier le wikicode]

Certaines planètes ont un champ magnétique qui n'est pas induit mais directement généré par la planète. De nos jours, la seule théorie qui explique ces champs magnétiques est la théorie de la dynamo planétaire. Cette théorie suppose que les planètes doivent :

  • avoir un mouvement de rotation sur elles-mêmes ;
  • avoir une couche liquide conductrice, généralement métallique ;
  • et posséder une différence de température entre sommet et base de la couche liquide.

Les deux dernières conditions garantissent l'existence de courants de convections dans la couche liquide. La rotation de la planète entraine une force de Coriolis, qui dévie les courants de convection : ceux-ci s'enroulent et forment des tourbillons. Ces tourbillons forment des boucles de courant en forme de rouleaux. Ces mouvements de liquide conducteurs sont naturellement des courants électriques. Les tourbillons forment donc des boucles de courant, qui engendrent un champ magnétique.

La première hypothèse est une certitude sur toutes les planètes du système solaire, qui tournent sur elle-mêmes. Il faut cependant que la vitesse de rotation soit suffisante, mais cela ne pose pas de problème pour interpréter les résultats des planètes connues. La seconde hypothèse demande que le centre de la planète soit composé de matériel conducteur liquide. Pour les planètes telluriques, divers arguments et observations disent que leur cœur est métallique, essentiellement composé de Fer, de Nickel et de Soufre, solide au centre mais surmonté d'une couche liquide. Les planètes géantes possèdent une couche d'hydrogène métallique, particulièrement bon conducteur. La troisième hypothèse, nécessaire pour observer des courants de convection, est cependant plus difficile à vérifier.

Les champs induits[modifier | modifier le wikicode]

Si on met de côté les planètes avec un champ auto-généré, d'autres planètes ont un champ qui est induit par le champ magnétique solaire. Ces planètes possèdent une couche liquide conductrice, qui peut donc être le siège de courants. Ces courants sont générés par le mouvement de la planète dans le champ magnétique solaire (ou celui d'une autre planète). Si la planète suit une trajectoire elliptique, elle verra le champ magnétique varier progressivement. Cette variation de champ magnétique entrainera l’apparition de courants dans sa couche conductrice, courant qui généreront eux-mêmes un champ magnétique qui s'opposera au champ magnétique initial. Ce mécanisme est à l’œuvre sur certains satellites de Jupiter. Le champ magnétique de Jupiter est en effet à l'origine d'un champ induit sur certaines de ses satellites : Europe et Ganymède. On verra dans quelques chapitres que la couche conductrice de ces satellites est un gigantesque océan, coincé entre deux couches de glaces. Rappelons que l'eau non-pure est légèrement conductrice.

Les magnétosphères planétaires[modifier | modifier le wikicode]

Les champs magnétiques planétaires ont une zone d'influence assez étendue dans l'espace, qui porte le nom de magnétosphère. On pourrait croire que celles-ci sont sphériques, mais il n'en est rien. La raison à cela est l'interaction de ce qu'on appelle le vent solaire avec le champ magnétique planétaire. Le Soleil émet un flux permanent de particules autour de lui. Ces particules sont variées : électrons, ions hydrogènes, neutrons, neutrinos, ondes radio, etc. Mais les particules dominantes sont les électrons et les protons, avec quelques ions assez rares. Ce flux de particules est appelé le vent solaire. Ce vent solaire, composé de particules chargées, va naturellement interagir avec les magnétosphères, que ce soit pour les déformer ou causer d'autres phénomènes.

Les champs magnétiques vont naturellement repousser et dévier le vent solaire, protégeant ainsi leur planète d'un bombardement de rayons cosmiques et de particules chargées. Cela limite l'érosion spatiale des surfaces planétaires sans atmosphères. Sur Terre, cela a permis l'apparition de la vie. Les organismes vivants auraient en effet du mal à survivre à l'irradiation du vent solaire et leurs acides nucléiques (ADN ou ARN) seraient sans cesse brisés par les particules énergétiques arrivant du Soleil. Le champ magnétique terrestre, en déviant ces particules, a permis aux molécules de base de la vie de se former. On peut faire l'analogie entre l'effet protecteur du champ magnétique et celui de la couche d'ozone. La différence étant que la couche d'ozone protège des ultraviolets (donc de la lumière solaire) alors que le champ magnétique protège du vent solaire.

La forme des magnétosphères[modifier | modifier le wikicode]

Magnétosphère planétaire.

La plupart des magnétosphères auraient une forme approximativement sphérique en l'absence du vent solaire, mais le vent solaire déforme ces magnétosphères idéales. Le vent solaire va en quelque sorte s'écraser sur la magnétosphère et la souffler, la repousser. Elle prend alors une forme ovoïde, similaire à la trainée d'une comète, illustrée ci-dessous. Dans les grandes lignes, l'interaction du vent solaire avec la magnétosphère est assez simple : le vent solaire est dévié par le champ magnétique et contourne la planète. Dans les grandes lignes, on peut subdiviser la magnétosphère en plusieurs sections, selon l'intensité du vent solaire dans chaque subdivision. Deux frontières principales découpent la magnétosphère :

  • une onde de choc, où le vent solaire commence à ralentir et où les particules sont déviées de leur trajectoire ;
  • une magnétopause, où le vent solaire est complètement stoppé et est renvoyé vers l'espace.

L'onde de choc se forme sur la zone de contact entre magnétosphère et vent solaire. Elle nait lors du ralentissement du vent solaire, qui est freiné par le champ magnétique planétaire. Rappelons que le vent solaire est un plasma, un gaz de particules ionisées, très peu dense, dans lequel le son se déplace à une vitesse bien précise. Or, les planètes se déplacent à une vitesse largement supérieure à la vitesse du son dans le plasma, et leur magnétosphère fait de même. Tout se passe comme si la magnétosphère était un obstacle, un objet "solide" qui se déplacerait dans un milieu fluide (le plasma) plus vite que le son. La conséquence est l'apparition d'une onde de choc, physiquement analogue à la vague formée à l'avant d'un bateau qui avance sur une mer calme, ou encore à l'onde de choc d'un avion qui passe le mur du son.

Magnétosphère planétaire - version simplifiée

La zone située entre l'onde de choc et la magnétopause est appelée la magnétogaine. Dans cette zone, les particules ralentissent progressivement en s'approchant de la Terre. Les particules du vent solaire ont, dans cette magnétogaine, un mouvement turbulent, même si elles suivent approximativement les lignes de champ. Du côté droit, "nuit", les lignes de champ sont déformées par le vent solaire : certaines lignes de champ ne se referment pas et forment une queue, de même forme que la queue d'une comète.

Plus près de la planète, les particules du vent solaire sont repoussées par le champ magnétique terrestre et ne peuvent s'approcher plus près. Pour être plus précis, les particules déviées et ralenties dans la magnétogaine ne peuvent pas pénétrer au-delà d'une limite assez imprécise. Cette frontière, la magnétopause, a une position fluctuante, selon la force du vent solaire son intensité, la position dans le cycle solaire, etc. Dans cette zone, les lignes de champ se referment malgré leur déformation. Les particules piégées dans ces lignes de champ circulent alors autour de la planète et gardent leur état de plasma chaud. D'où le nom de plasmagaine donné à cette zone.

Encore plus près de la planète, les lignes de champ ne sont pas déformées par le vent solaire. En conséquence, elles se referment et forment des anneaux circulaires ou ellipsoïdaux : les ceintures de Van Allen. Dans ces ceintures, les particules tournent autour de la planète à grande vitesse.

Ceinture de Van Allen

Les aurores polaires[modifier | modifier le wikicode]

Aurores polaires sur Saturne.

Il arrive, dans certaines circonstances assez compliquées à expliquer, que les particules du vent solaire interagissent avec l'atmosphère et l'ionisent, ce qui crée pas mal de lumière. Si le vent solaire est suffisamment intense, cette lumière est visible au niveau du sol sous la forme d'aurores polaires. L'origine des aurores tient dans des phénomènes physiques assez compliqués, souvent mal vulgarisés, qui impliquent la magnétosphère et sa réponse au vent solaire. Contrairement à ce qui est dit dans certains ouvrages de vulgarisation, ni les ceintures de Van-Hallen, ni l'intrusion du vent solaire dans les cornets polaires, n'ont quoique ce soit à voir avec ce phénomène.

Sur Terre, les aurores sont souvent situées aux pôles, d'où leur nom, mais en peut rarement en observer à des latitudes plus basses. Il arrive qu'on en voie aux états-unis et il est même déjà arrivé qu'on en voie depuis la France.

Aurore polaire sur Terre.
Aurores polaires sur le satellite Ganymède. On voit que celles-ci sont à des latitudes assez basses.

Ces aurores ne s'observent pas que sur Terre, mais aussi sur toutes les corps qui ont un champ magnétique. On en observe sur certaines planètes, comme sur Jupiter ou Saturne, mais aussi sur certains satellites comme Ganymède ou Io. Pour que les aurores naissent, il faut trois conditions : la présence d'un vent solaire, un champ magnétique planétaire, et la présence d'une ionosphère (une couche de l'atmosphère complètement ionisée).

  • Le vent solaire est présent dans tout le système solaire, bien que sa puissance diminue avec la distance au Soleil. Mais il reste suffisamment puissant pour allumer des aurores polaires sur les planètes gazeuses, malgré leur éloignement.
  • La présence d'une ionosphère est acquise pour la plupart des planètes du système solaire et certains satellites. Pour les planètes gazeuses, elles disposent d’une atmosphère assez épaisse qui est soumise aux rayonnements ultraviolet provenant du Soleil. Les UV ionisent le haut de l'atmosphère, ce qui donne naissance à une ionosphère assez développée. Même chose pour les planètes telluriques, qui ont une ionosphère, à l'exception de Mercure.
  • Pour la présence d'un champ magnétique, cette condition est remplie sur la Terre, Mercure, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune. Les autres planètes n'ont pas de champ magnétique et ne peuvent donc pas avoir d'aurores. Le cas des satellites est un peu à part, car la présence d'un champ magnétique propre n'est pas forcément nécessaire pour y observer des aurores. Certains ont un champ magnétique propre et les aurores peuvent survenir sur ces satellites, comme sur les planètes. D'autres satellites n'ont pas de champ magnétique propre, mais sont baignés dans la magnétosphère de la planète autour de laquelle ils gravitent. Et ceux-ci peuvent subir divers phénomènes magnétiques qui sont à l'origine d'aurores polaires, bien qu'ils n'aient pas de champ magnétique dipolaires à eux.

Pour résumer, on doit s'attendre à voir des aurores sur la Terre et les planètes gazeuses, les seules à avoir à la fois un champ magnétique et une ionosphère. Pour les satellites, les satellites joviens et de Saturne sont parfois auréolés d'aurores polaires.

Vent solaire Présence d'un champ magnétique Présence d'une ionosphère Aurores polaires
Mercure Suffisamment puissant pour donner naissance à des aurores. Absence de champ magnétique. Ionosphère absente/inexistante
Venus Ionosphère présente.
Terre Champ magnétique présent. Présence d'aurores
Mars Absence de champ magnétique.
Jupiter Champ magnétique présent. Présence d'aurores
Saturne
Uranus
Neptune


Les influences gravitationnelles

Loi de la gravitation universelle de Newton.

La pesanteur joue aussi un rôle assez important dans l'évolution des planètes et des satellites. Elle est à l'origine du phénomène de différentiation, de la convection, de la persistance des atmosphères, attire les astéroïdes et est à l'origine de certaines formes d'érosion. Mais en plus de ces influences indirectes, la gravité influence fortement la topographie planétaire. Ce chapitre se propose de voir comment la gravité façonne directement la topographie et la forme des planètes, ainsi que leurs intérieurs. Nous allons y parler des forces de marées et de divers phénomènes similaires.

Le géoïde et la forme des planètes[modifier | modifier le wikicode]

Si les planètes étaient purement fluides, elles auraient une forme approximativement sphérique, avec une topographie assez mineure. Les planètes telluriques de grande taille sont toutes sphériques, ce qui s'explique par le fait qu'elles ont été entièrement fondues dans leur passé. Elles ont donc eu le temps de prendre une forme sphérique avant de se solidifier. Les petits astéroïdes, formés par agglomération de petits corps solides, n'ont eu aucune chance de devenir sphérique, du moins si leur gravité n'est pas suffisante. La forme des planètes, de forte masse, est donc le fait de la gravité. Mais il ne faut pas oublier le fait que les planètes tournent sur elles-mêmes. Cette rotation donne naissance à une force de Coriolis, qui donne une forme ellipsoïdale aux planètes. Les planètes sont naturellement aplaties, avec un renflement proche de l'équateur.

L'aplatissement des planètes[modifier | modifier le wikicode]

Directions de la gravité et de la force centrifuge.

Pour comprendre pourquoi les planètes en rotation sont de forme ellipsoïdale, il faut détailler un peu comment la gravité et la force centrifuge interagissent. La force de gravité ne dépend que de la distance au centre de la planète. Par contre, la force centrifuge dépend de la distance à l'axe de rotation. Ces deux forces ne sont donc pas orientées dans le même sens. La gravité agit toujours à la verticale, tandis que la force centrifuge fait un angle avec celle-ci, angle qui dépend de la latitude. Peu importe la latitude, la gravité a une intensité qui ne dépend que du rayon de la planète. Mais pour la force centrifuge, ce n'est pas le cas : elle dépend de la latitude. En effet, plus la latitude augmente, plus la distance avec l'axe de rotation diminue, ce qui diminue la force centrifuge. Précisémment, l'accélération de la gravité vaut :

Par contre, l'accélération causée par la force centrifuge vaut, avec la distance à l'axe de rotation et la vitesse de rotation angulaire :

Par définition, si la planète est sphérique, on a , avec la latitude. Ce qui donne :

A l'équateur, la force centrifuge est maximale et parallèle à la gravité, mais orientée dans le sens opposé. La force centrifuge compense un petit peu la gravité, ce qui fait que l'équateur doit être légèrement surélevé. Aux pôles, la force centrifuge est tout simplement nulle. Ainsi, la gravité agit sans être compensée. Aux latitudes intermédiaires, la force centrifuge est inférieure à celle observée à l'équateur, mais non-nulle : la surface est donc un peu surélevée par rapport aux pôles, mais pas autant qu'à l'équateur. Si on modélise le tout mathématiquement, on voit que la surface où force centrifuge et gravité se compensent forme une ellipsoïde.

L'effet de la topographie sur le champ de gravité[modifier | modifier le wikicode]

Effet d'une montagne sur le champ de gravité local proche.

La forme exacte des planètes n'est pas une ellipsoïde exacte : elle possède des montagnes, des dépressions, des creux, des failles, etc. La forme exacte de la planète influence naturellement son champ de gravité. Par exemple, les montagnes sont des accumulations de matière, source de gravité supplémentaire. A proximité d'une montagne, la pesanteur est donc influencée par le poids de la montagne. Si on place un fil à plomb, censé indiquer la verticale, celui-ci sera attiré un petit peu par la montagne et déviera vers la montagne. Il formera donc un angle avec la verticale. Évidemment, cet effet est d'autant plus important que le fil à plomb est disposé près de la montagne.

Géoïde terrestre, avec les irrégularités accentuées.

On peut rendre compte du champ de gravité d'une planète en dressant ce qu'on appelle un géoïde. Celui-ci est ce qu'on appelle une surface équipotentielle, à savoir une surface sur laquelle le potentiel gravitationnel est le même (si vous ne savez pas ce que c'est, un livre de physique basique devrait vous éclairer). Sa forme est loin d'être sphérique ou ellipsoïde, du fait de la topographie. Mais sa forme n'est pas identique à celle de la topographie, vu qu'il dépend aussi de la répartition des masses sous le sol. Sur Terre, celui-ci est assez bien approximé par les océans. Leur nature liquide leur permet de se déformer pour minimiser leur énergie potentielle, et donc épouser une surface équipotentielle. Les continents ne sont pas dans ce cas, ce qui signifie que la détermination du géoïde sur les continents est assez difficile.

L'influence de la gravité sur la topographie[modifier | modifier le wikicode]

Il est évident qu'aucun corps tellurique n'est complètement plat : entre les cratères d'impact et les effets de la tectonique, la topographie a de quoi s'exprimer. Beaucoup de corps telluriques ont des chaînes de montagne ou des volcans, voire quelques dépressions. Ces reliefs se forment essentiellement en augmentant ou en diminuant l'épaisseur de la croûte : les chaines de montagne et les volcans sont autant de phénomènes qui épaississent la croûte, là où les déprécions sont des zones où la croûte s'amincit. Sédimentation et érosion peuvent aussi épaissir la croûte ou l'amincir, en ajoutant ou enlevant des sédiments. Toute accumulation de matière appuie sur la lithosphère, quel que soit son origine. Évidemment, cette pression entraine une réorganisation du manteau sous-jacent, ainsi que des tensions crustales. Ces tensions peuvent limiter la hauteur de la croute, quand elles ne la fracturent pas. Un exemple est ainsi celui de la Valles Marineris sur Mars, qui s'est formée suite à la formation d'une zone volcanique proche : le dôme de Tharsis. L'accumulation de grandes quantités de lave dans le dôme de Tharsis a pesé sur la croute, qui a finit par se fendre, donnant une fracture de grande taille : la Valles Marineris était née. L'augmentation du poids de la croute a aussi des effets sur le champ de gravité à proximité. Chose étrange, on peut remarquer que le champ de gravité à longue distance est cependant compensé par des processus mantelliques, comme nous le verrons dans la seconde partie.

La hauteur maximale du relief[modifier | modifier le wikicode]

Le poids de la croute peut limiter la taille des volcans et autres montagnes : si elles dépassent une certaine taille, la croute finit par céder et par raboter les montagnes. Ce relief, cette montagne, est soumise à deux forces : une force de gravité qui la pousse à s'effondrer sur elle-même, et une force de résistance qui empêche ses roches de se déformer. Ces deux forces s’équilibrent jusqu’à une certaine hauteur où la force de gravité surmonte la force de résistance : la montagne s'effondre alors sur elle-même, jusqu’à atteindre la taille maximale permise par la gravité. Pour faire simple, les roches de la montagne se fracturent et se plissent quand elles sont soumises à une pression trop forte. Il existe un seuil autour duquel toute roche commence à plier et casser, seuil qui ne doit pas être dépassé. Les roches situées à la base de la montagne sont naturellement soumises à une pression, causée par le poids de la montagne située au-dessus. Tant que la pression reste sous le seuil de fluage, la montagne garde sa taille. Mais si le seuil est dépassé, les roches se compriment, plient et cassent, ce qui fait rapetisser la montagne. Les roches sont notamment déplacées sur les côtés par la pression : la montagne s'étale, ce qui lui fait perdre de l'altitude.

Calcul[modifier | modifier le wikicode]

Dans cette section, nous allons calculer la hauteur maximale que peut avoir un relief (une montagne, par exemple) sur un corps tellurique. Pour calculer à quelle hauteur de montagne ce phénomène a lieu, il faut calculer la pression à la base de la montagne. Quelques développements relativement triviaux nous disent que cette pression est égale à l'équation suivante, en posant :

  • l'accélération de la pesanteur ;
  • la densité des roches de la montagne ;
  • la hauteur de la montagne.


Démonstration

La force de gravité à laquelle est soumise la montagne est égale au produit de sa masse par l'accélération de la pesanteur  :

Cette force est répartie sur la base de la montagne, sur une surface . La pression à la base de la montagne est simplement égale à .

La masse de la montagne est naturellement égale au produit de sa densité par son volume, ce qui donne :

En simplifiant, on trouve l'équation suivante :

On peut alors déterminer la taille maximale de la montagne , si on connait le seuil de résistance maximal des roches. Si on note le seuil de fluage des roches, on a :

Résultats[modifier | modifier le wikicode]

En utilisant une densité moyenne égale à celle de la croute continentale et un seuil de (proche de celui mesuré en laboratoire), on trouve que la hauteur maximale d'un montagne sur Terre est de 10 kilomètres maximum. Sur Mars, les montages ne peuvent dépasser 27 kilomètres. Ces résultats sont remarquablement précis, en parfait accord avec les mesures. Pour donner un exemple, la plus haute montagne terrestre est un volcan hawaïen qui fait approximativement 10 kilomètres de haut ! Quant au plus haut relief martien, il s'agit du volcan Olympus Mons qui fait 22 kilomètres de haut.

L'isostasie et la topographie[modifier | modifier le wikicode]

On a vu que le poids des chaines de montagne et volcans peut fracturer la croute, au point de limiter leur taille. Mais la croute va aussi peser sur le manteau sous-jacent et entrainer des déplacements de masse. Par exemple, les continents semblent monter ou descendre à la suite d'une variation de poids. Lors de la disparition d'un glacier, d'une montagne ou d'une couche sédimentaire, tout se passe comme si le continent remontait, libéré du poids imposé par le relief. Dans certaines situations, on observe l'effet inverse : le continent s'enfonce à la suite d'un ajout de poids, comme la formation d'un glacier, un empilement de couches sédimentaires ou la formation d'un relief. La lithosphère subit ainsi, sur de longues périodes, des mouvements verticaux particulièrement lents. Ces déplacements de masse tendent à compenser le surpoids ou le manque de masse de la lithosphère, ce qui réduit quelque peu la topographie. La topographie crustale est donc compensée dans le manteau, par divers processus. Il en est de même pour le géoïde : on pourrait croire que les accumulations de matière se traduisent par une gravité supérieure à leur verticale, les dépressions donnant quant à elle une réduction de gravité comparé aux alentours. Mais tel n'est pas le cas : en réalité, le champ de gravité est relativement uniforme, la topographie le modifiant assez peu. Seules quelques accumulations de matière mantelliques causent des variations du géoïde de grande ampleur. Pour expliquer ce genre de phénomène, les géologues ont inventé des modèles qui font tous appel à l'isostasie. Celle-ci explique pourquoi les chaines de montagnes ont une racine, une zone de croûte nettement plus épaisse que la normale. Elle permet aussi d'expliquer les modifications d'altitude liées à l'érosion, notamment pour les chaînes de montagnes (chose qui permet d'expliquer la formation de certains granites).

L'équilibre isostatique[modifier | modifier le wikicode]

Pour rappel, le manteau de la Terre a un comportement assez particulier : il a beau être solide, celui-ci est très déformable et se comporte comme un fluide sur de longues périodes de temps (millions d'années). Par "se comporte comme un fluide", on ne veut pas dire que celui-ci est liquide ou gazeux, mais que les roches du manteau sont suffisamment molles pour s'"écouler" lentement, un peu comme le ferait un vieux fromage qui commence à ramollir. Dans ces conditions, les lois de la mécanique des fluides s'appliquent au manteau. On se retrouve donc avec une lithosphère solide partiellement immergée dans un manteau fluide. S'il n'y avait pas de force qui vienne compenser exactement l'effet du poids de la croûte, celle-ci coulerait dans le manteau plus fluide. Quelle est cette force qui vient contrecarrer le poids de la croûte en dehors des zones de subduction ? Eh bien, c'est la même force que celle qui fait flotter les icebergs ou les navires sur l'océan. Et oui, vous avez bien lu : les plaques lithosphériques flottent sur le manteau grâce à la poussée d'Archimède.

Pour rappel, le principe d’Archimède stipule que tout corps solide plongé dans un fluide subira une force, dirigée de bas en haut : la poussée d’Archimède. Elle a initialement été décrite dans les liquides, mais sa formulation actuelle fonctionne avec n'importe quel fluide, et les roches du manteau ne font pas exception. Mais cette poussée d'Archimède ne suffit pas toujours à faire flotter un objet : il faut aussi que le solide soit moins dense que le fluide. Dans le cas contraire, le solide coule. Cela arrive dans certaines zones de subduction, où la plaque tectonique subductée, plus dense que le manteau, coule spontanément. Mais dans tous les autres cas, le manteau est nettement plus dense que la croûte, et il en est de même pour la lithosphère, plus dense que l'asthénosphère. Dans ces conditions, la poussée d'Archimède contrecarre totalement le poids de la croûte : la croûte flotte sur le manteau, un peu comme la glace flotte sur l'eau. D'après les lois de l'hydrostatique, plus le volume immergé est grand, plus la poussée d’Archimède sera grande elle aussi. Et cela vaut aussi pour la croûte immergée dans le manteau. En comparaison, le poids d'un morceau de croûte (un continent) provient de tout son volume.

Équilibre entre poussée d’Archimède et poids de la croute

À l'équilibre, il n'y a pas de mouvement vertical de la lithosphère causé par la différence de densité : la force de flottabilité s'équilibre avec le poids de la croûte. Donc, quand le continent ne s'enfonce pas ou qu'il ne remonte pas, force de flottabilité et poids du continent sont égales. On parle d'équilibre isostatique. Cet équilibre permet de définir une surface de compensation, une surface horizontale où la pression est la même partout. Celle-ci se situe approximativement dans le manteau, et plus précisément dans l’asthénosphère.

Équilibre isostatique

Maintenant, regardons ce qui se passe dans le cas d'un changement du poids de la lithosphère. Il existe de nombreux processus capables de changer ce poids en ajoutant de la masse : un apport de masse via la sédimentation, la formation d'une chaîne de montagne, la naissance d'un volcan, etc. L'érosion peut aussi retirer de la matière, diminuant ainsi le poids du continent. Bref, les mécanismes sont nombreux (et on donnera de nombreux exemples plus tard). Intuitivement, plus on ajoute du poids, plus la croûte s'enfonce profondément dans le manteau. De même, diminuer le poids aura tendance à faire remonter la croûte. Pour résumer, un changement de masse est suivi par un mouvement vertical qui ramène la lithosphère à l'équilibre isostatique. Le processus a lieu comme suit. Si on ajoute de la masse sur le continent, son poids augmente. Par contre, le volume immergé dans le manteau et la poussée d’Archimède qui va avec ne changeront pas. En conséquence, le poids du continent deviendra supérieur à la poussée hydrostatique. La somme du poids et de la poussée donnera une force dirigée vers le bas : le continent s'enfonce. Lors de son enfoncement, le volume immergé dans le manteau augmentera, ce qui augmentera progressivement la poussée d’Archimède. Le processus continue jusqu'à ce que l'équilibre isostatique soit atteint. On peut tenir le même raisonnement dans le cas où on enlève de la masse sur le continent. Dans ce cas, le continent remonte jusqu'à ce que l'équilibre isostatique soit atteint.

Retrait de matière retour à l'équilibre isostatique

Le processus se déroule comme décrit précédemment sous condition que les ajouts ou retraits de matières soient très rapides. Le manteau n'a pas le temps de se déformer pendant que la masse du continent change, les mouvements du manteau étant très lents. Dans ces conditions, les mouvements verticaux qui ramènent la lithosphère à l'équilibre isostatique mettent du temps à se mettre en place. C'est souvent le cas dans la réalité, vu que les roches se déforment très lentement et que les processus tectoniques ou d'érosion sont nettement plus rapides.

Comparaison entre équilibre isostatique local et régional. Illustration de l'effet de la flexure de la lithosphère.

Il est raisonnable de supposer que toute variation d'épaisseur de la croute se répercute intégralement sur le manteau en dessous : le poids ne génère pas de contraintes horizontales, il ne "déborde" pas. Cette dernière hypothèse est appelée l'hypothèse d'équilibre isostatique local. En réalité, cette hypothèse est irréaliste compte tenu du comportement des roches. La rigidité des plaques et celle du manteau font que la pression d'une chaîne de montagne va se répartir non seulement à la verticale, mais aussi sur les côtés, à l'horizontal. Ainsi, les racines d'une chaîne de montagne s'étalent, et les bassins sont légèrement surélevés sur les bords. L’équilibre isostatique local est brisé, et on parle plutôt d’équilibre isostatique régional. Il existe divers modèles qui formalisent l'effet de cette déformation de la lithosphère. Dans ces modèles, la surface de compensation n'est pas forcément située à la base de la lithosphère ou de la croûte : elle peut se situer un peu plus bas, dans l'asthénosphère. Ces deux hypothèses sont valides dans des circonstances différentes : tout dépend de l'épaisseur de la lithosphère et de la taille de la déformation crustale. Si la lithosphère est très épaisse, il n'y a pas de compensation isostatique. L'isostasie est alors inexistante et la topographie est maximale. Si la déformation devient assez grande, comparé à l'épaisseur de la lithosphère, l'isostasie se fait sentir. Il s'agit alors d'une isostasie régionale, qui traduit la flexure de la lithosphère. Enfin, si la déformation est très grande et que la lithosphère est très fine en comparaison, l'isostasie locale domine.

Il nous reste à formaliser la notion d'isostasie mathématiquement, ce qu'ont fait certains géophysiciens. Il existe de nombreux modèles de l'isostasie, et je vais vous présenter les deux modèles les plus connus. Petite précision : ces modèles ne fonctionnent qu'une fois l'équilibre isostatique atteint : il ne doit pas y avoir de mouvement verticaux.

Le modèle de Airy[modifier | modifier le wikicode]

Le modèle de Airy s'applique pour une lithosphère et un manteau de densités constantes et rend compte de son équilibre isostatique quand elle s’épaissit ou s’amincit. Elle rend compte, par exemple, des épaississements de la lithosphère comme les chaines de montagnes et aux volcans éteints. En effet, les chaines de montagnes ne sont que la partie émergée d'un épaississement de la lithosphère : les montagnes ont des racines, des zones où la lithosphère est épaissie en profondeur et fait saillie dans l’asthénosphère. Pour une montagne, le modèle d'Airy permet de calculer la profondeur de sa racine crustale. On peut aussi l'appliquer dans le cas des amincissements de la lithosphère, comme un bassin sédimentaire, ou un cratère d'impact. Sous ces structures, le manteau tend à remonter pour remplacer le déficit de lithosphère lié à l'amincissement. Le modèle de Airy permet alors de calculer la hauteur de remontée du manteau.Nous étudierons les deux cas, montagne et bassin, dans ce qui suit.

Ce modèle suppose que toute la lithosphère est une zone de densité uniforme, même dans les chaines de montagne ou les bassins sédimentaires. De plus, ce modèle suppose aussi que le manteau a une densité uniforme. Il postule aussi que la lithosphère est composée de plusieurs blocs de hauteurs différentes, mais de même densité. On suppose que les effets aux bords des blocs sont négligeables et que toute variation d'épaisseur se répercute intégralement sur l'asthénosphère située en-dessous : le poids ne génère pas de contraintes horizontales, il ne "déborde" pas. Ces deux conditions garantissent que l'hypothèse d'équilibre isostatique local est respectée. Rappelons que ce modèle ne fonctionne que dans le cas où l'équilibre isostatique est atteint (il ne doit pas y avoir de mouvement verticaux) : il ne fonctionne pas si l'équilibre isostatique n'est pas atteint. Par exemple, ce modèle ne fonctionne pas pour des chaînes de montagnes qui continuent de grandir : l'Himalaya ne respecte pas cette règle, par exemple. La chaîne de montagne doit aussi avoir une érosion assez faible, sans quoi elle rapetisse : l'équilibre isostatique est alors brisé par perte de masse.

Le modèle de Airy modélise la montagne ou le volcan d'une manière assez sommaire : un simple pavé, comme illustré ci-dessous. La hauteur de la montagne est notée , la profondeur de la racine crustale et l'épaisseur normale de la lithosphère . Pour simplifier, on suppose que la surface de compensation est située dans le manteau. La conséquence directe de cette supposition est que la surface de compensation est située à la base de la racine de la chaîne de montagne. En effet, si on ajoute une hauteur de manteau avant d'arriver à la surface de compensation, on ajoute juste un terme à la pression sous la croute normale, ainsi que sous la chaine de montagne : on reste sur une nouvelle surface de compensation. Reste à calculer la pression à la base de la chaîne de montagne, et la pression à la même profondeur dans le manteau (ces deux pressions sont situées sur la surface de compensation).

Modèle de Airy pour une montagne, avec sa racine crustale.
Modèle de Airy pour une montagne, avec surface de compensation

On a vu dans le paragraphe précédent que la pression à la base d'un pavé de roche est égale à : .

Au niveau de la montagne, on a , ce qui donne une pression de :

A la même profondeur, sous la lithosphère normale (sans montagne ni bassin), la pression est la somme de la pression causée par la lithosphère d'épaisseur et celle causée par le poids du manteau d'épaisseur . Elle vaut :

Or, selon le principe même de l'isostasie, les deux pressions égales :

On peut alors calculer la profondeur de la racine d'une chaîne de montagne en fonction de sa hauteur, et des densités :

Vu que les densités de la lithosphère et de l'asthénosphère sont connues, le second terme peut être calculé assez facilement. On trouve donc qu'à l'équilibre isostatique, la racine d'une montagne a une taille environ 6 fois plus importante que l'altitude de la montagne.

Bassin sédimentaire dans le modèle de Airy.

Le modèle d'Airy s'applique aussi aux amincissements de la croûte, comme on peut en trouver dans les bassins sédimentaires ou les cratères d'impact. En-dessous de ces amincissements lithosphériques, le manteau remonte dans le vide laissé par la diminution d'épaisseur. Le modèle en question est illustré ci-contre. L'amincissement de la lithosphère en surface est noté , tandis que l'amincissement en profondeur est noté . Les calculs qui vont suivre supposent que la surface de compensation est située à la profondeur normale de la lithosphère, comme illustré ci-dessous.

Bassin sédimentaire dans le modèle de Airy, avec surface de compensation

La pression à la base de la lithosphère normale, sans bassin ni montagne vaut :

À la même profondeur, mais sous le bassin, la pression est la somme de la pression de la lithosphère amincie et de l'asthénosphère qui a pris la place, ce qui donne :

Les deux pressions sont égales, et quelques manipulations algébriques donnent :

Si on ajoute le fait que la dépression est remplie par un océan ou des sédiments, l'analyse reste la même : il suffit de rajouter un terme lors du calcul de la pression sous le bassin. Cela demande juste de connaitre la densité du matériel qui remplit la dépression, que l'on notera . On obtient alors :

Mais attention : si ce modèle fonctionne pour les bassins, il ne fonctionne pas pour un rift ou une dorsale : la densité des matériaux n'est pas constante, une bonne partie des variations d'épaisseur étant causée par des différences de température.

Le modèle de Pratt[modifier | modifier le wikicode]

Comparaison entre le modèle de Airy et de Pratt.

Le modèle de Pratt a été inventé pour rendre compte d'une autre situation : celle d'une lithosphère de densité variable posée sur un manteau de densité uniforme. Ce modèle modélise bien les situations où les variations d'épaisseur proviennent de variations de température du manteau, qui chauffe la lithosphère par en dessous. Dans ces conditions, la lithosphère se dilate, ce qui a tendance à la bomber de quelques centaines de mètres de hauteur. Dans tous les cas, la plaque est très chaude au-dessus de la source de chaleur, mais elle refroidit en s'en éloignant. Cela arrive sous certaines dorsales océaniques, riches en volcans, où les plaques s'écartent à une vitesse largement supérieure aux autres dorsales, et qui ont un rift central très limité (voire pas de rift du tout) : ces dorsales sont appelées des dorsales rapides. On trouve un équivalent continental de ces dorsales : les rifts actifs. Certains points chauds vont aussi chauffer les plaques qu'ils transpercent par en dessous, et le modèle de Pratt est alors tout indiqué. On peut aussi étudier le cas de la subsidence thermique, dans laquelle la lithosphère s'amincit quand on la refroidit. Le traitement mathématique est alors similaire, mais fait appel à quelques hypothèses supplémentaires.

Sous un point chaud ou une dorsale, le bombement n'est pas totalement causé par l'augmentation de température de la croûte. La source de chaleur mantellique remonte vers la surface à cause de la poussée d’Archimède et appuie sous la lithosphère, ce qui crée un bombement supplémentaire. Mais le modèle de Pratt donne malgré tout de bons résultats.

Dans ce modèle, la lithosphère est composée de blocs, comme dans le modèle de Airy. Encore une fois, les effets aux bords des blocs sont négligés, et l'équilibre isostatique local supposé valide. La différence avec le modèle d'Airy, c'est que chaque bloc a une densité différente. Ces blocs s’enfoncent tous à la même profondeur dans le manteau/l'asthénosphère : c'est leur altitude qui varie suivant la densité. Typiquement, les blocs les plus chauds se dilatent vers le haut, et ils ont donc une hauteur supérieure. Le but du modèle de Pratt est de calculer la densité de la lithosphère, en connaissant sa hauteur.

Modèle de Pratt

Sous une lithosphère normale, sans dilatation ou contraction thermique, la densité de la croute est normale, égale à . La pression à la base est donc proportionnelle à :

Sous la lithosphère chauffée, elle vaut :

, avec la densité recherchée

On se rappelle alors que la surface de compensation se situe à la base de la lithosphère ou de la croûte, vu que le manteau a une densité homogène. En conséquence, les deux pressions calculées plus haut sont égales :

Quelques manipulations algébriques donnent alors :

Les ruptures de l'équilibre isostatique[modifier | modifier le wikicode]

Des mouvements tectoniques ou un changement dans l'épaisseur de la lithosphère peuvent rompre l'équilibre isostatique. La poussée isostatique se charge alors de ramener la lithosphère à l'équilibre, et des mouvements verticaux se mettent en place. Mais la lithosphère a une certaine viscosité, et met un certain temps avant de se remettre en place : les mouvements du manteau mettent un certain temps avant de faire remonter la lithosphère à l'équilibre isostatique. Par exemple, la variation du niveau des mers entraine une rupture de l'équilibre isostatique. En effet, l'océan pèse sur le plateau continental et la croûte océanique, ce qui peut entraîner des mouvements isostatiques assez prononcés. Une simple augmentation de la quantité d'eau océanique, ou une variation de la superficie des océans est suffisante. D'autres situations sont possibles, et en faire la liste serait beaucoup trop long. Nous allons donc voir les cas les plus intéressants en planétologie, ainsi que quelques exemples purement terrestres assez intéressants.

Rebond post-glaciaire

Sur Terre, le cas le plus connu est celui du rebond post-glaciaire. Comme vous le savez peut-être, la Terre a subi des épisodes de glaciation plus ou moins prononcés, durant lesquels de grands glaciers se sont mis en place, notamment près des pôles. Ces glaciers recouvraient les continents sur plusieurs kilomètres, et formaient ce qu'on appelle un inlandsis. Lors de la fonte de ces glaciers, au sortir de la glaciation, le continent s'est vu allégé du poids que lui imposaient les glaciers. Cette perte de masse a donc donné naissance à un rebond : la lithosphère est remontée de quelques centaines de mètres. Cette remontée ne s'est cependant pas faite brusquement, mais s'est étalée sur plusieurs millions d'années. Le relâchement de la pression des glaciers a été à l'origine de nombreux tremblements de terre, et d'une fracturation de la lithosphère. L'exemple actuel le mieux connu est celui du nord du Canada, et du golfe de Botnie en Suède et Finlande. La remontée de la lithosphère se poursuit toujours dans le golfe de Botnie, à un rythme de 9 millimètres par an.

La sédimentation/érosion a aussi un rôle à jouer sur l'isostasie. Quand beaucoup de sédiments s'accumulent à un endroit, la masse de ces sédiments pèse sur la lithosphère continentale ou océanique. On en trouve de nombreux exemples dans les bassins sédimentaires, des creux dans la lithosphère qui se remplissent de sédiments : le remplissage de ces cuvettes aggrave la descente et le creusement de la lithosphère. Quant à l'érosion, elle permet de diminuer la charge posée sur la lithosphère : elle enlève de la masse. C'est ce qu'on observe dans les chaines de montagnes mortes, qui ne grandissent plus : l'érosion entraîne la remontée des roches profondes par isostasie. Pour remonter, ces roches doivent se plier, ce qui donne naissance à de nombreux plis. Dans certains cas extrêmes, cela peut faire fondre ces roches. Il faut dire que les roches profondes, enfouies sous les chaines de montagnes sont soumises à des températures élevées. En remontant, elles gardent leur température, mais la pression baisse. La pression peut baisser suffisamment pour que la roche fonde, donnant naissance à un magma. De nombreux granites se forment de cette façon dans les chaines de montagnes érodées.

Le cas le plus courant dans le système solaire est celui de la naissance d'une montagne ou d'un volcan, qui va rapidement épaissir la lithosphère. Cet épaississement peut être si rapide que la lithosphère n'est pas en équilibre isostatique : des mouvements verticaux sont alors à prévoir pour équilibrer le tout. C'est le cas lorsqu'un volcan naît sur le fond de l'océan, notamment pour les volcans de point chaud. Dans ce cas, de grandes quantités de lave vont s'accumuler sur le plancher océanique, durant à peine quelques milliers d'années. Le volcan peut même émerger et donner naissance à une île, qui est alors colonisée par diverses espèces vivantes : le volcan peut notamment s'entourer d'une barrière de corail. Mais très vite, le volcan commence à s'enfoncer par isostasie. Le volcan finit par être immergé, mais la barrière de corail peut subsister à l'air libre : un atoll s'est formé.

La formation d'un cratère d'impact entraine aussi une rupture de l'équilibre isostatique sous le cratère. L'impact va en effet retirer une épaisseur plus ou moins importante de croute, qui devra être compensée par le manteau. Cela n'a pas d'incidence pour les petits impacts, mais les gros cratères sont souvent le siège d'une compensation isostatique. Le manteau remonte sous le cratère, surélevant celui-ci. Dans certains cas, cette poussée mantellique entraine la fracturation de la croute autour du cratère, formant des failles concentriques d'effondrement (des grabens circulaires). Dans d'autres cas, cela entraine la formation de plis concentriques autour du cratère. La bosse centrale des cratères complexes peut, dans certains cas, provenir de ce phénomène. En étudiant la taille de ces grabens ou plis, on peut connaitre assez approximativement la viscosité du manteau et l'épaisseur de la croute du corps tellurique.

Les forces de marées[modifier | modifier le wikicode]

Marée lunaire.

Tous les corps du système solaire sont soumis à des forces de marées, et les satellites et anneaux ne font pas exception. Vu que les forces de marées sont très importantes dans le fonctionnement des systèmes planète-satellite, nous allons les aborder dans ce chapitre. Sur Terre, la marée se traduit par une modification du niveau de la mer au cours de la journée. Ces marées proviennent de deux bourrelets où les océans sont surélevés de quelques mètres : un juste en face de la Lune, un autre opposé à celle-ci. La cause des variations du niveau de la mer est la force de gravité de la Lune et du Soleil, qui attirent les océans vers eux. Cette attraction ne touche pas que les océans, mais aussi l'ensemble de la planète et du satellite : cela déforme la croute terrestre, l'intérieur du manteau, etc. Il est souvent dit que ces déformations de la croute et du manteau peuvent parfois causer quelques séismes. Certains séismes lunaires pourraient d'ailleurs provenir des phénomènes de marées. On verra des quelques chapitres que les forces de marées peuvent être à l'origine de frictions dans le manteau, ce qui augmente sa chaleur. Le satellite de Jupiter nommé Io a d'ailleurs un manteau partiellement fondu grâce à ce mécanisme de chauffage par les marées, seule cause du volcanisme intense de ce satellite.

Influence de la Lune et du Soleil sur l'onde de marée.

Il faut cependant signaler que les forces de marées sont des forces assez générales, qui ne se limitent pas à l'action d'un satellite sur une planète (et réciproquement). Par exemple, la gravité du Soleil est à l'origine d'effets de marée sur Terre ou sur les autres planètes. Il existe même des forces de marée galactiques, causées par l'attraction d'une galaxie sur ses étoiles. Si on prend le cas de la Terre, tout corps suffisamment massif du système solaire a un effet sur la marée. C'est ainsi que le Soleil influence fortement la marée : son attraction gravitationnelle accentue du réduit la force de la marée lunaire. En théorie, la gravité des autres planètes du système solaire, comme Venus ou Jupiter, créent des forces de marrées sur Terre, qui s'ajoutent aux contributions de la Lune et du Soleil. Mais cette influence est trop faible pour être mesurable : seuls la Lune et le Soleil ont un effet sensible sur la marée terrestre. Lorsque le Soleil et la Lune sont plus ou moins alignés, leurs attractions gravitationnelles se superposent, accentuant la montée des eaux : c'est la période de vives-eaux, à opposer à la période de mortes-eaux où la Lune et le Soleil sont en opposition. On observe deux marées par jour en France, ni pourquoi d'autres endroits du globe en ont beaucoup plus ou beaucoup moins. Certaines zones sont même vierges de toute marée : en certains points, nommés points amphidromiques, les marées sont inexistantes. Certes, la forme des rivages ou certaines particularités peuvent faire que la marée n'arrive pas aux cotes, mais cela ne suffit pas à tout expliquer.

L'origine des marées[modifier | modifier le wikicode]

Expliquer les marées à partir de l'attraction gravitationnelle est séduisante. C'est d'ailleurs ainsi que sont expliquées les marées dans les ouvrages ou articles de vulgarisation. Mais cela n’explique pas d'où vient le bourrelet situé à l'opposé de la Lune ? Certains mettent en avant la force centrifuge, mais la raison est en fait plus complexe. La force centrifuge n'est pas une explication, car elle touche tout le satellite et la planète : elle doit agir à l'identique aussi bien sur le bourrelet avant que sur le côté opposé. Les marées sont en réalité causées par le fait que deux points d'un astre ne sont pas forcément soumis à la même force de gravité.

L'effet de marée traduit le fait que si l'on s'éloigne d'un astre massif, la force de gravité diminue avec la distance. Prenons une planète massive, qui attire les objets alentours et sert de "source gravitationnelle", et qualifions-la d'"attracteur". Deux points situés à des distances différentes seront soumis à des forces de gravité différentes. De même, si un objet s'éloigne de la planète, il sentira la pesanteur diminuer légèrement en s'éloignant. L'effet de marée quantifie cette diminution, mais pour un déplacement extrêmement petit, infinitésimal. Mathématiquement, c'est la dérivée de la force de gravité en fonction de la distance (ou encore la dérivée de l'accélération de la pesanteur, ce qui est équivalent), à savoir le vecteur :

, avec la distance avec le centre de l'attracteur, la force de gravité et l'accélération de la pesanteur.

Les points d'un satellite qui sont plus proches de la planète seront plus attirés que les points situés plus loin (vu que la gravité varie avec la distance). Cette différence de force gravitationnelle entre deux points éloignés, appartenant à un même corps, est appelée la force de marée.

Maree

Pour calculer celle-ci nous allons prendre deux points appartenant à un même corps tellurique. Les notations utilisées dans ce chapitre sont illustrées sur le schéma ci-dessous :

Roche limit (with small mass u)

La force de marée se calcule en faisant la différence entre la force de gravité subie par le premier point et celle subie par le second. On a donc :

En mettant au même dénominateur les termes , on trouve que : .

En supposant que le rayon r est très petit, on peut simplifier les calculs. Avec cette hypothèse, on peut négliger le terme au dénominateur de l'expression . Celle-ci se simplifie en : . La force de marée vaut donc :

Le champ de marée[modifier | modifier le wikicode]

Les calculs précédents sont simplifiés, dans le sens où ils prennent deux points alignés avec le corps attirant (ici, la planète). Mais les calculs sont plus complexes quand les deux points sont situés ailleurs sur le satellite. Par exemple, deux points situés à égale distance subiront la même force de gravité, mais dans des directions différentes. Le bilan des forces fait que ces points seront en quelque sorte attirés l'un vers l'autre, en plus de l'être par le corps massif. Ce qui explique que les forces de marées donnent une forme ovoïde aux satellites et planètes.

Principe effet maree

Enfin, il faut aussi tenir compte de la force centrifuge, qui dépend elle aussi de la distance. On peut cependant faire les calculs numériquement, et montrer l’influence de la gravitation sur chaque point du corps attiré. On oit alors que la gravité exacte est celle-ci :

Marée



Les orbites des planètes et satellites

Les planètes tournent autour du Soleil en suivant une trajectoire bien précise, appelée l'orbite de la planète. Cette orbite est une courbe fermée périodique, ce qui signifie que la planète revient à sa position initiale après un certain temps. Dit autrement, elle parcourt cette trajectoire à l'identique de manière cyclique, chaque passage ayant la même durée que les autres. Décrire les orbites et les calculer est du domaine de la mécanique céleste, une branche de la physique dédiée au mouvement des planètes, satellites, petits corps et autres objets astronomiques. C'est elle qui se cache derrière le calendrier, derrière les saisons, les heures de lever et de coucher du Soleil, et bien d'autres choses du quotidien. Bien que le domaine soit très vaste et que les développements mathématiques soient légion, nous n'allons pas le voir en détail dans ce chapitre et allons simplement voir les bases du domaine, celles nécessaires dans un cours de planétologie.

Les lois de Kepler[modifier | modifier le wikicode]

Illustration du modèle héliocentrique de Copernic.

Sans rentrer dans les détails de l'histoire, la mécanique céleste a beaucoup progressé lors de la renaissance. Durant l'antiquité, les savants pensaient que la Terre était au centre du monde et que le Soleil et autres corps tournaient tout autour. Ce modèle géocentrique était assez intuitif et correspond bien aux observations naïves du quotidien. Après tout, le Soleil semble tourner autour de la Terre : il se lève à l'ouest et se coucher à l'est. Même chose pour les étoiles, qui se déplacent dans le ciel dans la même direction. Certes, ce n'est pas parfait et certaines planètes avaient des mouvements légèrement différents d'un mouvement circulaire, mais la théorie géocentrique tenait assez bien la route pour l'époque. Ses prédictions mathématiques permettaient de prédire le mouvement de astres avec une précision assez appréciable dans la plupart des cas. Cependant, les astronomes finirent par se rallier au modèle dit héliocentrique, où le Soleil est au centre du système solaire et où les planètes tournent autour de lui.

A la suite de cette révolution scientifique, les astronomes purent décrire plus précisément les orbites des planètes. Au 16ème siècle, Kepler établit ses fameuses lois du mouvement des planètes, sur la base de nombreuses observations astronomiques. Comme tout grand astronome de son temps, Kepler avait effectué des années d'observations et accumulé des quantités de données astronomiques assez importantes sur le mouvement des planètes. A partir de ces données, il établit trois lois qui servent encore aujourd'hui à décrire les orbites : la loi des orbites, la loi des aires et la loi des périodes.

La première loi de Kepler[modifier | modifier le wikicode]

Rappelons rapidement ce qu'est une ellipse, afin de bien comprendre de quoi il retourne. Intuitivement, une ellipse est une sorte de cercle aplati. Dans les faits, les cercles sont des cas particuliers d'ellipses, ces dernières étant une sorte de cercle à deux centres. Une ellipse demande, pour être tracée, de préciser deux points A et B, qui sont appelés les foyers. Chaque point de l'ellipse est situé à une distance du point A et à une distance du point B. Pour tout point de l'ellipse, la somme est la même.
Ellipse : définition.

On peut décrire une ellipse avec divers paramètres, mais nous allons nous limiter ici à deux paramètres : le petit axe et le grand axe. Il s'agit de deux distances qui passent par le centre de l'ellipse, le petit axe étant la plus grande distance et le grand axe la plus grande. Le grand axe est aligné avec les deux foyers, alors que le petit axe passe au milieu de ceux-ci (c'est la médiatrice du segment formé par les deux foyers).

a : grand axe de l'ellipse, b : petit axe de l'ellipse.

La première loi dit que les orbites planétaires sont des ellipses, dont le Soleil occupe un des foyers.

Première loi de Kepler.

La seconde loi de Kepler[modifier | modifier le wikicode]

La seconde loi porte sur la vitesse de la planète sur son orbite. Si l'on prend une durée T (peu importe sa valeur), la planète va parcourir une petite portion de l'ellipse, un arc d'ellipse (si on peut faire l'analogie avec un arc de cercle). Il est possible de rejoindre les extrémités de cet arc d'ellipse avec le foyer occupé par le Soleil. Ce faisant, on décrit une surface qui ressemble approximativement à un triangle, dont la base serait en réalité un arc d'ellipse. Et bien la seconde loi dit que pour une durée fixée, l'aire de cette surface reste la même, quelque soit la position de l'arc d'ellipse.

Ici, l'aire bleue et l'aire rouge décrivent les aires balayées par la planète durant une durée T identique. La seconde loi de Kepler nous dit que les deux aires sont de même surface.

La troisième loi de Kepler[modifier | modifier le wikicode]

La troisième loi de Kepler implique la période orbitale, à savoir le temps que met la planète à faire un tour complet de son orbite. Elle dit que le carré de celle-ci est proportionnel au cube du demi-grand axe de l'orbite. Dit mathématiquement, elle vaut :

, avec la période orbitale et le demi-grand axe de l’orbite.

Le mouvement de la planète sur l'orbite[modifier | modifier le wikicode]

On peut décrire le mouvement de la planète sur l'orbite avec divers paramètres. Le premier est le temps mis pour faire un tour complet de l'orbite, le second est la vitesse de déplacement de la planète sur l'orbite et le troisième est le sens de déplacement.

Le sens de déplacement orbital[modifier | modifier le wikicode]

La planète bleue va en sens prograde (sens normal), alors que la planète sur l'orbite rouge va en sens rétrograde (cas rare).

Une planète peut parcourir son orbite dans deux sens différents, appelés sens rétrograde et sens prograde. Si l'on regarde le Soleil par dessus, par le pôle nord, la majorité des planètes vont dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Le mouvement de ces planète est dit prograde, ou encore dans le sens prograde. Mais une minorité de planètes et de petits corps va dans l'autre sens, dans le sens des aiguilles d'une montre. On dit qu'elles vont en sens rétrograde.

La période de révolution[modifier | modifier le wikicode]

La période de révolution est le temps que met la planète pour faire une révolution (un tour complet), c'est à dire pour revernir à sa position initiale sur l'orbite. La troisième loi de Kepler nous dit qu'elle dépend de la longueur du demi-grand axe. La mécanique céléste et les loi de Newton nous permettent d'obtenir une relation plus fine. Si on considère que la planète a une masse très petite devant celle du Soleil, on a :

, avec la longueur du demi-grand axe, est la constante de gravitation et la masse du Soleil.

La vitesse orbitale[modifier | modifier le wikicode]

La vitesse de la planète est plus grande près du Soleil que quand elle est loin. La vitesse de la planète est maximale au périhélie (la position de l'orbite la plus proche du Soleil) et minimale à l'aphélie (la position la plus éloignée du Soleil sur l'orbite). Quand la planète s'approche du périhélie, elle accélère. Quand elle s'en éloigne et s'approche du périhélie, elle ralentit. D'ailleurs, ce n'est ni plus ni moins que ce que traduit la seconde loi de Kepler.

1 : Aphélie, 2 : Périhélie, 3 : Position du Soleil.

L'évolution des orbites au cours du temps[modifier | modifier le wikicode]

Il ne faut pas croire que les orbites sont immuables et que les planètes occupent l'orbite sur laquelle elles se sont formées. En réalité, elles se sont formées ailleurs et ont migré progressivement pour arriver sur leur orbite actuelle. Sur le long-terme, divers interactions gravitationnelles modifient la forme et le tracé des orbites, ce qui fait dériver les planètes progressivement.

Les mécanismes de migration planétaire[modifier | modifier le wikicode]

Les interactions gravitaires à l'origine de ce mouvement des orbites sont assez diverses, mais elles impliquent le plus souvent le disque protoplanétaire ou des interactions entre planètes. On peut globalement les classer dans les types suivants :

  • Premièrement, les planètes s’attirent entre elles, ce qui rend leurs trajectoires assez chaotiques sur le long terme.
  • Deuxièmement, les forces de marée influencent la forme des orbites. C'est ce qui explique que la Lune s'éloigne de nous de quelques centimètres chaque année, par exemple.
  • Dernièrement, les planètes vont « frotter » contre le disque interplanétaire, ce qui tend à les ralentir.

Le second phénomène peut prendre des formes très différentes selon la masse de la planète.

  • Pour les planètes peu massives, ce frottement est dû à des ondes de densité que la planète va former lors de son parcours du disque. Lors de chaque passage, la planète attire vers elle les astéroïdes, qui s'éloigneront une fois la planète éloignée. Sion suit les astéroïdes, on voit que ceux-ci s'éloignent puis s'approchent de l'orbite de la planète, dans un mouvement ondulatoire. Si on fait la somme de tous les mouvements astéroïdaux, on voit que la densité du disque augmente quand la planète passe et diminue quand elle s'éloigne. L'onde de densité qui en résulte attire la planète à chaque passage, réduisant sa vitesse. À cause de ce phénomène, la planète ralentit et se rapproche de son étoile. On parle de migration de type 1.
  • Pour les grosses planètes, comme Jupiter, ce phénomène ne dure qu'un temps. La planète fait le vide autour d'elle en quelque passage, tous les petits corps s'écrasant sur sa surface. Elle fait un véritable trou circulaire dans le disque, réduisant à néant le phénomène de migration de type 1. Mais divers phénomènes annexes prennent la relève et permettent une migration de type 2.

Le modèle de Nice[modifier | modifier le wikicode]

Le modèle qui explique au mieux la mise en place des orbites du système solaire à l'heure actuelle est le Grand Tack. Mais celui-ci est assez compliqué, aussi je vais vous parler d'un modèle antérieur, sur lequel se base le Grand Tack : le modèle de Nice.

Pour simplifier, ce modèle commence juste après que la poussière du disque protoplanétaire se soit dissipée, avec des planètes bien formées. Dans cette situation initiale les planètes telluriques avaient des orbites proches de leurs orbites actuelles, mais que les orbites des planètes géantes étaient totalement différentes. En premier lieu, leurs orbites étaient quasiment circulaire, tant leur excentricité était faible. De plus, Jupiter était plus éloignée qu'actuellement alors que les autres planètes géantes étaient beaucoup plus proches du Soleil. A la suite d'interactions gravitaires avec les planétésimaux, la trajectoire des planètes s'est modifiée et leurs orbites ont évoluées. Saturne, Neptune et Uranus ont été éjectées vers l'extérieur à la suite d'interactions avec des planétésimaux, alors que Jupiter s'est rapprochée du Soleil. De plus, les orbites des planètes géantes sont devenus plus excentriques et les planètes se sont rapprochées ou éloignées du Soleil.

Dans le détail, les planètes géantes se sont éloignées du Soleil, à l'exception de Jupiter. Au début, cette migration fût lente et progressive et les orbites sont restées quasi-circulaires. Mais, à force de se rapprocher, Jupiter et Saturne sont entrés dans un phénomène gravitationnel dit de "résonance orbitale". Leur orbite s'est alors subitement modifiée, devenant nettement plus courbe et elliptique. Saturne s'est alors déplacée sur son orbite actuelle, de même que Jupiter. L'arrivée de Saturne sur son orbite déstabilise les orbites d'Uranus et de Neptune, qui deviennent plus elliptiques et les éloigne du Soleil. Pour résumer, les planètes géantes ont été éjectées vers l'extérieur du système solaire sur des orbites elliptiques, à l'exception de Jupiter qui a été projeté vers l'intérieur du système solaire.

Ces modifications d'orbite ont eu de nombreuses conséquences sur l'organisation du système solaire. Par exemple, le rapprochement de Jupiter a perturbé la ceinture d’astéroïdes proche. Des astéroïdes de la ceinture ont été déstabilises par la gravité de Jupiter et ont vu leur orbites devenir elliptiques, voire paraboliques. Le bilan est que de nombreux astéroïdes ont été éjectés vers le système solaire interne, et se sont écrasés sur les planètes telluriques et leurs satellites. Cela explique que, aux alentours de 600 millions d'années d'existence, le taux de chute d’astéroïdes a fortement augmenté. À cette période, les planètes ont reçu un véritable bombardement d’astéroïdes, qui était nettement plus violent qu'auparavant : ce phénomène a été appelé le grand bombardement tardif. Cela provient du fait que les astéroïdes déplacés par Neptune et Uranus sont retombés vers l'intérieur, sur les planètes telluriques.

Une autre conséquence est que Uranus et Neptune ont fait leur entrée dans le disque externe, faisant le ménage dans celui-ci. De nombreux corps transneptuniens se sont alors écrasés sur Uranus et Neptune, sans compter ceux dont les orbites ont été déstabilisées et qui ont été envoyés au-delà de Neptune. Pour résumer, ces deux planètes ont fait le ménage dans le disque externe, le privant de plus de 90% de sa masse et le repoussant au-delà de Neptune. Ces interactions ont aussi permis aux planètes de se placer sur leurs orbites actuelles, en rendant celles-ci plus circulaires, moins elliptiques.

Modèle de Nice



La géologie de Mercure

Comme premier aperçu de Mercure, on peut dire qu'il s'agit d'une petite planète, sans atmosphère, criblée de cratères. Du fait de sa faible distance au Soleil, la température de surface est particulièrement élevée : +450°C lors de la journée. Heureusement que la température diminue durant la nuit, quoique la température de -150°C doit refroidir certaines ardeurs. Elle n'a pas de satellite. La géologie de Mercure est assez peu connue, compte tenu de son éloignement de la Terre et de sa proximité au Soleil. Première planète à partir du Soleil, elle est extrêmement petite, à la surface pleine de cratères. La majorité des connaissances sur Mercure proviennent non seulement de l'étude de son orbite, mais surtout des missions d'exploration. La première mission d'exploration, Mariner 10, date de 1973. La plus récente, Messenger, nous a donné un aperçu assez fidèle de sa surface.

Tableau récapitulatif des missions vers Mercure
Sonde Date Agence spatiale
Mariner 10 Lancement en novembre 1973, trois survols en 1974 et 1975. NASA
MESSENGER Lancement en août 2004, trois survols en 2008 et 2009. NASA

Surface de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

Pôle Sud de Mercure.

La surface de Mercure est entièrement criblée de cratères, en majorité relativement "petits", mais l'un se démarque par sa grande taille. Il s'agit du cratère nommé Caloris Planitia, un cratère de 1550 kilomètres dont le fond semble être rempli de lave solidifiée. Ce grand nombre de cratère signifie que Mercure est un astre géologiquement mort. Si la moindre activité géologique avait eu lieu, qu'il s'agisse de tectonique, de volcanisme ou d'érosion, cette activité aurait effacé les cratères. Ceux de Mercure n'ont pas été érodés et aucune forme de tectonique ou de volcanisme ne les a effacés, sur la majorité de la surface. C'est la preuve que Mercure n'a pas de tectonique des plaques ou de volcanisme et encore moins d'érosion. Les seules zones où les cratères semblent avoir été partiellement effacés sont localisées dans l'hémisphère nord. On y observe des plaines sombres, formées lors d'épanchements volcaniques.

Outre les cratères, on observe des réseaux de failles, dont une fissure qui entoure la planète au niveau de l'équateur. La plupart ont une longueur de plusieurs centaines de kilomètres, avec une hauteur de plusieurs kilomètres. Cette fissure s'est probablement formée lors du refroidissement de Mercure. En se contractant suite à ce refroidissement, Mercure s'est fendue suite à ces contractions, donnant naissance à ces fissures de rétractation. Cette contraction a aussi formé des plis de contraction sur l'ensemble de la surface de Mercure.

Au niveau des pôles, des observations radar montrent des points brillants. Une hypothèse suppose que ces points sont des morceaux de glace, qui refléteraient la lumière et les ondes radar. La présence de glace ne semble pas vraiment compatible avec la température de la surface exposée au Soleil, qui la ferait fondre. La température est de +450°C lors de la journée, mais de -150°C la nuit. Il est cependant supposé que de la glace pourrait subsister dans certains cratères dont le fond n'est jamais exposé au Soleil. Cela expliquerait pourquoi la glace ne se trouve qu'au niveau des pôles.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne de Mercure.

L'étude de l'orbite donne des indications assez intéressantes sur sa structure interne. L’orbite de la planète dépend en effet de son moment d'inertie, qui dépend lui-même de la densité moyenne de la planète. Il apparaît que Mercure est un astre très dense, bien plus que la Terre ou les autres planètes telluriques : sa densité est de 5,42. La seule manière de rendre compte de ce constat est de supposer que le noyau de Mercure est énorme et prend la majorité du volume de Mercure, environ 42,8%.


Démonstration

Dans cette section, nous allons calculer la taille du noyau de Mercure. Pour cela, nous allons partir de l'égalité suivante, qui dit que la masse totale d'une planète est la somme de la masse du noyau et la masse du manteau (on néglige la croûte)  :

On peut alors remplacer la masse par le produit entre volume et masse volumique, ce qui donne :

Divisons alors par le volume total de la planète.

On sait que , ce qui permet d'écrire : . En faisant le remplacement, on a :

On peut alors résoudre cette équation en connaissant la densité de la planète et celles des divers composants du manteau et du noyau. Si on suppose que le manteau est composé essentiellement de silicates, sa densité doit être proche de celle des silicates, ce qui donne une densité de 3,34. Si on suppose que le noyau est composé de fer, sa densité doit être de 7,97. La densité de la planète est de 5,42. L’équation précédente devient donc :

Le calcul nous donne :

En clair, le noyau prend 42,8% du volume de la planète.

Avec le calcul précédent, on peut démontrer que le noyau doit avoir un rayon d'environ 1 830 kilomètres, à comparer aux 2 440 kilomètres du rayon de la planète. On en déduit que le manteau doit avoir environ 600 kilomètres d'épaisseur. Ces résultats sont compatibles avec le mécanisme de formation du système solaire vu dans le chapitre précédent. On a vu que les matériaux réfractaires se sont accumulées près du Soleil. Mercure étant la planète la plus proche, elle doit être riche en matériaux réfractaires, comme le fer et le nickel, qui composent son noyau. Cependant, la teneur en fer du noyau ne peut s'expliquer par ce seul mécanisme et d'autres hypothèses tentent de résoudre ce mystère. Par exemple, certains supposent que le vent solaire aurait soufflé le manteau de la planète lors de sa formation. Une autre théorie, mieux acceptée, est que Mercure serait entré en collision avec un gros météore, l'impact ayant été assez puissant pour souffler une grande partie du manteau de Mercure.

Champ magnétique[modifier | modifier le wikicode]

Chose étonnante, le noyau de Mercure semble être partiellement liquide, ce qui explique diverses observations sur son orbite et la présence du champ magnétique Mercurien. Les modélisations et les simulations sur ordinateur proposent une séparation du noyau en un noyau liquide et une portion centrale solide, à l'image de ce qu'on trouve sur la Terre. Cela peut paraitre étonnant, vu que Mercure semble déjà avoir dissipé toute sa chaleur interne en raison de sa petite taille. Il est supposé, d'après diverses simulations et théories, que les frictions internes causées par les forces de marées avec le Soleil sont à l'origine d'un échauffement interne suffisant pour faire fondre le noyau.

Magnétosphère mercurienne.

Histoire géologique de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

L'histoire géologique de Mercure est assez simple à comprendre, vu que la géologie de la planète est relativement simple. On distingue environ 5 périodes géologiques dans la vie de Mercure :

  • l'ère pré-Tolstoïenne, de -4,5 à -3,9 milliards d'années ;
  • l'ère Tolstoïenne, de -3,9 à -3,85 milliards d'années ;
  • l'ère Calorienne, de -3,85 à -3,80 milliards d'années ;
  • l'ère du Calorien supérieur, de -3,80 à -3 milliards d'années ;
  • l'ère du Mansurien/Kuipérien, -3 milliards d'années à aujourd'hui.

La première ère est pratiquement inconnue. Elle correspond à la formation de la planète, quand Mercure n'était qu'un simple océan de magma au-dessus duquel une croûte venait de se former. La seconde période correspond à la fin du grand bombardement tardif. L'ère calorienne correspond à l'impact de l’astéroïde qui créa le cratère Caloris. L'impact créa de nombreuses fissures, desquelles sortit du magma. Le volcanisme induit forma de nombreuses plaines de petites taille. Par la suite, le refroidissement de Mercure entraîna la formation de failles et de plis de contraction, ainsi qu'un léger volcanisme déclinant. L'ère suivante est l'ère actuelle, une ère géologiquement inactive.



Vénus

Vu de l'extérieur, Vénus est complètement cachée par son atmosphère, tellement nuageuse qu'elle nous empêche de voir la surface ! Les missions d'exploration ont dû recourir à des analyses radar pour observer indirectement sa surface. Les observations montrent que la surface de Vénus est relativement lisse, avec quelques zones surélevées. Ces zones surélevées sont généralement des zones volcaniques, mais pas seulement. On voit notamment les volcans Thea et Rhea Mons, ainsi que les « continents » Ishtar et les Monts Maxwell, deux structures formées de roches volcaniques superposées et plissées. Pour résumer, la surface de Vénus montre des plaines formées probablement par des épanchements de lave, quelques structures surélevées appelées« Highlands » (similaires à des continents) et quelques montagnes pour la plupart d'origine volcanique.

Carte topographique de Vénus.

Géologie[modifier | modifier le wikicode]

Des observations, il ressort que la planète est peu cratérisée et a donc une activité tectonique et/ou volcanique assez importante. Le comptage des cratères suggère que la croûte entière de Vénus a été renouvelée en moins de 500 millions d'années, ce qui indique une activité géologique récente.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Structure de Vénus

Faute d'études sismologiques, les savants doivent se rabattre sur le minimum vital de données qu'ils ont en leur possession. Celles-ci disent que l'intérieur de Vénus n'est pas différent des autres planètes telluriques : on y trouve une croûte et un manteau silicatés, et un noyau ferreux. Du fait de sa taille, Vénus produit toujours de la chaleur radioactive et est encore active géologiquement. Preuve en est la faible cratérisation de la surface, qui prouve que le volcanisme doit être encore actif. Vu que Venus a une taille similaire à celle de la Terre, sa chaleur et sa température interne doivent être similaires. Cela permet de supposer une structure interne similaire à celle de la Terre, avec un noyau au moins partiellement liquide.

Mais alors, on peut se demander pourquoi Vénus n'a pas de champ magnétique contrairement à la Terre, alors que les deux planètes ont des noyaux similaires de taille similaire. La raison reste un mystère pour les chercheurs. Il est supposé que l'absence de convection dans le noyau soit à l'origine de cette absence de champ magnétique. Reste que l'absence de convection serait liée au fait que le noyau ne se refroidisse pas assez rapidement ou à l'absence d'une graine solide centrale. L'absence de tectonique des plaques pourrait jouer un rôle en limitant le refroidissement du manteau, et donc indirectement du noyau. Le noyau restant suffisamment chaud, des mouvements de convection ne peuvent pas se développer. De plus, cela garde le noyau suffisamment chaud pour empêcher sa solidification : il n'y aurait pas de graine solide au centre de Venus, contrairement à ce qu'on observe sur Terre.

Volcanisme vénusien[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Vénus montre peu de structures accidentées comme des montagnes, des failles ou des plis. Il y en a, mais l'ensemble de la surface semble surtout composé de plaines formées par des épanchements de lave basaltique qui recouvrent plus de 70% de la surface. Des volcans sont aussi observés, sur l'ensemble de la surface de Vénus. Les structures volcaniques ont quelques ressemblances avec les volcans terrestres, mais certaines se démarquent franchement de leurs homologues terrestres. On retrouve des volcans boucliers, à savoir des volcans à faible pente très étalés, communs sur la Terre. Les volcans vénusiens se distinguent cependant par la large taille de leurs caldeiras, de plusieurs centaines de kilomètres pour certaines ! Les plaines de lave sont semblables aux trapps observés sur terre, ainsi qu'aux mers lunaires et aux plaines martiennes.

Volcan Maat Mons.

Certaines structures sont exclusives de Vénus, les dômes de lave aplatis en étant le meilleur exemple. Ceux-ci sont formés par des dômes de lave visqueuse, qui s'accumule au point de sortie éruptif. Sous l'effet de la pression atmosphérique extrême de Vénus, la lave s'étale mollement, formant des dômes aplatis. Il existe des équivalents sur Terre, mais qui ne sont pas aplatis par la faible pression atmosphérique. De plus, les dômes vénusiens ont un pic à leur sommet, chose qui n'existe que sur Vénus. L'origine des pics sommitaux n'est pas encore comprise, mais ils semblent s'être formés après le dôme.

Dômes de lave aplatis.

Les coronaes et arachnoïdes[modifier | modifier le wikicode]

Sur la surface vénusienne, on trouve des effondrements concentriques, entourés de fissures par lesquelles sortent des flots de lave, l'ensemble étant appelé des coronaes. Ces structures seraient la manifestation de panaches mantelliques, des remontées de matériau peu denses à travers le manteau. On peut les voir comme des rifts circulaires.

Coronae.

Tectonique vénusienne[modifier | modifier le wikicode]

Comme pour les autres planètes telluriques à l'exception de la Terre, il n'y a pas de tectonique des plaques. Vénus reste une planète à une plaque, même si ses caractéristiques (masse, densité, volume) sont similaires à celle de la Terre. Cependant, cela ne signifie pas que la tectonique soit inexistante sur Vénus. On observe à sa surface des zones de plissement ou d'étirement de grande ampleur, localisées à des endroits distincts de la planète, généralement dans les zones volcaniques. On suppose que ces plis et failles soient causées par des mouvements d'extension et/ou de compression induits par les mouvements mantelliques. Le manteau de Vénus serait en convection, de par sa température, les cellules de convection entraînant la croûte molle qui les surplombe.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Vénus

La température et la pression à la surface de Vénus sont extrêmement importantes. L'épaisseur de l'atmosphère est très importante, au point qu'elle limite les variations de la température de surface. La température ne varie pas beaucoup entre l'équateur et les pôles, de même qu'entre le jour et la nuit ou entre saisons. De plus, la pression au sol atteint 9,3 MPa, soit 91,8 fois la pression atmosphérique terrestre ! Pour comparaison, cette pression est du même ordre que la pression sous-marine à une profondeur de 1 000 mètres. La température de surface est tout aussi hostile, variant de 450°C à de plus de 500°C. Ces conditions extrêmes sont liées à l'effet de serre et à la composition chimique de l'atmosphère. Ajoutons à cela que la planète est littéralement recouverte de nuages d'acide sulfurique et de dioxyde de soufre, et que les orages relativement « courants » donnent naissance à de splendides éclairs rougeâtres. De quoi légitimement qualifier Vénus d'« enfer céleste ».

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

L’atmosphère de Vénus est stratifiée en plusieurs couches, à l'image de ce que l'on observe sur Terre. L'évolution de la température avec l'altitude est relativement claire : la température baisse avec l’altitude dans une première couche, la troposphère, avant de remonter progressivement dans une couche nommée mésosphère. Au-delà de 115 km d'altitude, les gaz atmosphériques s'ionisent, donnant naissance à une dernière couche : l'ionosphère. Techniquement, on peut diviser l’atmosphère vénusienne en trois couches principales, comme suit :

Couche atmosphérique Altitude Description Comportement thermique
Troposphère De la surface du sol à 30-40 km d'altitude Couche claire, transparente aux rayons solaires. Couche la plus dense, non-ionisée. Baisse de la température avec l'altitude/la pression.
Couche nuageuse Entre 30 et 70 kilomètres d'altitude. Couche opaque aux rayons solaires, lieu de l'effet de serre. Absorption du rayonnement solaire et effet de serre.
Mésosphère Base à 70 kilomètres d'altitude, plafond à 90-100 km. Couche claire, transparente aux rayons solaires, non-ionisée, peu dense. Hausse de la température avec l'altitude : cette couche est chauffée d'en bas par la couche nuageuse.
Ionosphère Base à 100 km, plafond variable selon le vent solaire. Couche claire, transparente aux rayons solaires, ionisée, peu dense. Hausse de la température avec l'altitude : cette couche est chauffée d'en bas par la couche nuageuse.
Atmosphère vénusienne.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

La composition chimique de l’atmosphère vénusienne est illustrée dans le schéma ci-dessous. On voit qu'il n'y a pas la moindre trace d'oxygène ni d'eau, l'atmosphère vénusienne étant surtout composée de dioxyde de carbone, de diazote et de vapeur d'eau. Les composés soufrés sont aussi très présents, notamment l'acide sulfurique et le dioxyde de soufre. A noter que l'acide sulfurique se forme quand le dioxyde de Soufre se combine avec de l'eau (sous forme vapeur). Ces derniers sont vraisemblablement émis par le volcanisme vénusien, autant lors des périodes récentes qu'anciennes. La majorité des composés soufrés se trouve actuellement dans la couche nuageuse, qui contient de nombreux nuages composés de dioxyde de soufre et d'acide sulfurique. La nature sulfurée des nuages vénusiens donne naissance à de nombreuses pluies acides, aux gouttelettes chargées en acide sulfurique. Mais ces pluies s'évaporent avant de toucher la surface à cause des fortes températures atmosphériques.

Composition chimique de l'atmosphère de Venus.

Effet de serre[modifier | modifier le wikicode]

On voit que l’atmosphère vénusienne est riche en gaz à effet de serre : dioxyde de carbone, soufre, etc. On peut s'en rendre compte en regardant leur spectre d'absorption. La plupart absorbent une grande partie des rayonnements infrarouge, le dioxyde de carbone étant le principal responsable. La lumière visible est peu absorbée, mais elle est en revanche fortement réfléchie.

Spectre d'absorption lumineuse de l'atmosphère de Venus.

L'albédo de l'atmosphère vénusienne est importante : plus de 2/3 de la lumière solaire incidente est renvoyée vers l’espace. La composition soufrée des nuages explique que les nuages vénusiens ont un albédo très fort, ce qui limite l'arrivée du rayonnement solaire à la surface, mais qui est aussi à l’origine d'un effet de serre particulièrement important, qui s'ajoute à l'effet de serre lié aux gaz à effet de serre carbonés. Le fort effet de serre induit par ces gaz explique que l’atmosphère de Vénus est un véritable enfer, avec une température de surface de plus de 500°C.

Effet de serre sur Venus-2

Circulation atmosphérique[modifier | modifier le wikicode]

La circulation atmosphérique de Vénus est semblable à celle de la Terre, dans le sens où elle s'organise autour de courants de convection qui redistribuent la chaleur de l'équateur vers les pôles. Sur Vénus, la vitesse de rotation et le sens de rotation de la planète font qu'il n'existe qu'une seule structure convective sur l'axe latitudinal. Ces cellules s'arrêtent au niveau des pôles, qui sont entourés par des courants-jets polaires similaires à ceux observés sur Terre.

Circulation atmosphérique sur Venus.


La géologie de Mars

La géologie de Mars est de loin la plus intéressante après celle de la Terre. Les observations de Mars nous donnent de nombreux éléments quant à sa géologie et l'étude de sa topographie suffit en soi à faire naître des analogies dignes d'intérêt avec la Terre. Comme les autres planètes telluriques, on observe des cratères d'impact, des édifices volcaniques, la présence de mers et de continents ainsi que d'autres structures tectoniques. Mais Mars est la seule planète sur laquelle on trouve des traces d'érosion liées à l'eau ! Il est depuis longtemps supposé que l'eau existe sur Mars, bien que les preuves formelles et indiscutables manquent. Cela donne à Mars une géomorphologie toute particulière.

Géologie[modifier | modifier le wikicode]

Mars interior.jpg

La structure interne de Mars est semblable à celle des autres planètes telluriques : une croûte surmonte un manteau silicaté qui recouvre un noyau ferreux. Mais on sait peu de choses sur l'intérieur de Mars. La faute à l'absence de données sismologiques, seules capables de nous renseigner efficacement sur l'intérieur d'une planète. Les chercheurs doivent se contenter de données sur le moment d'inertie de la planète, calculé à partir de son orbite. Ils ont ainsi une petite idée de la densité de Mars et savent que le noyau est assez gros pour la taille de la planète. Cela semblerait indiquer que Mars serait riche en fer, ce qui est assez étrange compte tenu de son éloignement du Soleil. Le manteau serait aussi riche en fer, au même titre que la croûte martienne.

Pétrologie et minéralogie martienne[modifier | modifier le wikicode]

Les roches martiennes sont encore assez mal connues, les indices principaux provenant des météorites martiennes (originaires de Mars, tombées sur Terre), et des rovers envoyés sur la surface. De ces analyses, il ressort que la croute martienne est composée de basaltes, avec potentiellement des traces d'andésites encore incertaines. Les minéraux tels l'olivine et les pyroxènes sont donc courants à la surface de Mars, ainsi que dans son manteau. Ces basaltes et leurs minéraux associés traduisent le refroidissement de la croute martienne, formée à partir d'un océan de magma. Le volcanisme martien, autrefois très actif, a aussi joué un rôle certain dans la formation de la croute et de ses basaltes. Les basaltes martiens sont riches en Fer, ce qui explique la couleur rougeâtre des roches martiennes : ce n'est pas pour rien que mars est appelée la planète rouge. Cette richesse en Fer des roches martiennes permet la formation de minéraux comme de l'hématite ou de la magnétite, qui peuvent s'aimanter facilement. On verra bientôt que cela a permis aux roches martiennes d'enregistrer la présence d'un ancien champ magnétique martien.

Mais les roches martiennes montrent aussi des traces d'altération par l'eau. Certains minéraux formés en environnement aqueux sont fréquents à sa surface : des phyllosilicates et des sulfates sont courants en certains endroits de la croute. Quelques zones assez anciennes sont riches en phyllosilicates, essentiellement des argiles. Certaines roches plus récentes montrent de plus des sphérules d'hématite, minéral qui se forme souvent en présence d'eau. Par contre, l'absence de carbonates est une énigme, ceux-ci étant extrêmement courants en présence d'eau. Sur Terre, les sédiments formés dans l'eau sont souvent riches en carbonates, certains sédiments étant même purement calcaires. La teneur en sulfates et sulfures est aussi courante dans certains sédiments terrestres formés dans l'eau. Dans ce cas, comment expliquer l'absence de carbonates sur Mars ? Il y a un paradoxe que les scientifiques ne savent pas vraiment expliquer à l'heure actuelle. D'autant que l'atmosphère martienne est très riche en carbone !

Volcanisme martien[modifier | modifier le wikicode]

L'activité volcanique de Mars est très développée, la surface de Mars ayant beaucoup de volcans dits boucliers. Ces volcans ont une forme de bol renversé, dont la pente est très douce. De tels volcans existent sur la Terre. Ils naissent de l'accumulation de laves très fluides, les coulées s'empilant les unes au-dessus des autres. Cependant, les volcans boucliers martiens ont une taille démesurée, loin devant les volcans terrestres. La raison en est l'absence de tectonique des plaques. Les volcans martiens sont des volcans de point chaud, comme la plupart de leurs équivalents sur terre. Mais sur terre, le déplacement des plaques sur un point chaud immobile fait que le point chaud forme un chapelet de volcans boucliers. Sur Mars, le magma ne forme pas un chapelet de plusieurs volcans mais s'accumule sur place. Le volcan formé est donc bien plus grand, vu qu'une plus grande quantité de magma s'accumule sur place.

Le plus célèbre volcan martien est certainement l'Olympus Mons, un volcan bouclier situé dans l'hémisphère nord. Ce volcan est le plus de tout le système solaire : plus de 22 kilomètres. Chose étonnante, une falaise se situe à sa base de plusieurs kilomètres de haut. L'origine de cette falaise est encore inconnue.

Olympus Mons.
Schéma de l'Olympus Mons.

L'Olympus Mons se situe très près d'un système volcanique comprenant plusieurs volcans : le dôme de Tharsis. Comme son nom l'indique, il s'agit d'un renflement de la lithosphère martienne, un gonflement géant de plusieurs centaines de kilomètres de large.

Région d'Olympus mons.
Renflement de Tharsis.

Tectonique martienne[modifier | modifier le wikicode]

La présence d'une tectonique des plaques a été supposée durant un temps, suite à des observations sur le magnétisme martien. Les magnétomètres embarqués dans les missions d'exploration de Mars ont montré que sa croûte avait conservé les traces d'un ancien champ magnétique, aujourd'hui disparu. Les observations montrent que la croûte de Mars comporte des bandes aimantées de polarités opposées. Il se trouve que ces structures ressemblent à ce que l'on trouve au fond des océans terrestres, où des bandes magnétiques sont formées ainsi par le jeu de la tectonique des plaques et des inversions du champ magnétique. Cela laissait supposer l'existence d'une ancienne tectonique des plaques, mais les choses sont cependant plus complexes que prévu. Ces bandes magnétiques n'ont pas la symétrie observée sur la Terre, où ces bandes sont symétriques par rapport à une dorsale. Sur Mars, on n'observe pas cette symétrie, pas plus que l'on n'observe de dorsales ou de fosses de subduction. En l'absence de tels éléments, l'hypothèse d'une tectonique des plaques ne peut tenir. Reste que l'explication de l'origine des bandes magnétiques crustales est un mystère à l'heure actuelle.

Magnétisme de la croute martienne.
Mars Valles Marineris

La seule trace probable de tectonique est une vallée gigantesque au niveau de l'équateur : la Valles Marineris La formation du dôme de Tharsis serait à l'origine de la formation de la Valles marineris. Celle-ci serait un rift avorté, formé par l’étirement de la lithosphère martienne suite à l'érection du dôme de Tharsis. Le poids du dôme de Tharsis aurait pesé sur la croûte, ces tensions ayant cassé la croûte de Mars, donnant naissance à la Valles Marineris. Le fond de la Valles Marineris est tapissé de roches argileuses ou sulfatées, ce qui implique une formation en milieu aqueux. La Valles Marneris aurait été une vallée créée par la tectonique, mais creusée par l'érosion fluviale.

Dichotomie crustale[modifier | modifier le wikicode]

Si la structure interne de Mars est sans surprise, ce n'est pas le cas des couches superficielles. La croûte est notamment très hétérogène. La distinction la plus marquante est clairement celle qui sépare l'hémisphère nord de Mars de l’hémisphère sud. On observe tout d'abord des différences de composition chimique. Le sud de Mars serait riche en basaltes, avec des traces de minéraux assez rares comme l’hématite. En revanche, le nord de Mars semble être composé intégralement d'andésite. Si les données spectroscopiques semblent claires, il existe cependant une petite controverse quant à la nature des roches de l'hémisphère nord : il pourrait s'agir de basaltes altérés par de l'eau et non d'andésites. Un autre regard sur la topographie montre que la croûte de l'hémisphère nord est totalement plate, alors que le sud de Mars est plus accidenté, avec de nombreux monts, montagnes, failles, plis, etc. De plus, les cratères d'impact sont nettement plus nombreux dans le sud de Mars qu'au nord, où ils sont quasi absents. L'hémisphère sud surmonte de plusieurs kilomètres le plateau de l’hémisphère nord. Enfin, la comparaison des études gravimétriques avec les données topographiques permet aux scientifiques de calculer l'épaisseur de la croûte (plus précisément, la profondeur du moho martien). Sur les cartes qui montrent l'épaisseur de la croûte, on observe encore une dichotomie entre les deux hémisphères martiens : la croûte est plus épaisse au sud qu'au nord. On voit aussi qu'elle est moins épaisse sous les cratères d'impact importants, notamment le cratère Utopia planitia.

Topographie de Mars.
Épaisseur de la croûte.

Expliquer ces différences demande de faire intervenir un processus quelconque qui aurait renouvelé la croûte martienne de l’hémisphère nord, alors que l’hémisphère sud serait resté intact. Il existe une controverse quant à la possibilité que l’hémisphère nord ait abrité un océan d'eau liquide au début de la vie de Mars. La platitude de l’hémisphère nord et sa différence avec le sud s’expliquerait ainsi non par un épanchement de lave, mais par la présence de l'océan lui-même. Une dernière possibilité serait que l’hémisphère nord serait le vestige d'un ancien impact de grande ampleur, qui aurait suffisamment creusé la croûte martienne pour faire apparaître le manteau. Les épanchements de lave qui auraient suivi auraient aplani le nord de Mars. Certains chercheurs supposent ainsi que l’hémisphère nord a été recouvert par un gigantesque épanchement de lave. Celui-ci aurait renouvelé la croûte de l'hémisphère nord, recouvrant les cratères et lissant la surface. Les données spectrographiques semblent coller avec cette hypothèse, attestant de la présence de minéraux magmatiques dans l'hémisphère nord. Celui-ci serait composé d'andésites ou de basaltes.

L'eau sur Mars[modifier | modifier le wikicode]

Ravines sur les pentes d'un cratère d'impact, probablement formées par la fonte temporaire du pergélisol.

Si le volcanisme et la tectonique ont modelé sa surface, Mars a pour spécificité d'avoir subit dans son passé une érosion intense liée à la présence d'eau. De nos jours, l'eau martienne est localisée dans les calottes polaires, mais aussi dans le sol. Une portion beaucoup plus faible de l'eau martienne se situe dans l'atmosphère, mais dans une très faible portion : l'atmosphère martienne est en effet très sèche. Une autre portion, plus importante cette fois, se localiserait dans le manteau, mais dans des proportions inconnues. L'érosion liée à l'eau liquide n'est plus tellement en cours à l'heure actuelle, l'eau ayant disparu de la surface de Mars. Les seules traces d'érosion liées à l'eau sont marginales, bien qu'assez intéressantes pour les scientifiques. Les chercheurs supposent que l'eau se serait infiltrée dans le sol et aurait gelé pour former un pergélisol. Occasionnellement, ce pergélisol pourrait fondre, donnant naissance à des ravines sur les pentes. Quelques ravines noires, localisées sur les pentes des cratères d'impact, naitraient de ce processus. Des traces d'érosion glaciaire sont aussi visibles sur Mars : on y trouve quelques moraines à proximité des glaciers polaires. L'extension des calottes glaciaires ayant naturellement changé avec le climat de la planète, il n'est pas anormal de trouver de telles moraines, formées lors de l'extension des glaciers, et mises en relief lors de leur retrait.

Bien qu'ayant totalement disparue à l'état liquide, l'eau a laissé des traces de son existence passée. Des formes vestigiales attestent d'écoulements, supposés aqueux : on trouve des vallées qui ressemblent à des vallées fluviales terrestres, des deltas martiens surélevés par l'érosion, et quelques autres formes typiques d'une érosion par un fluide. Certains cratères ont aussi des éjectas qui semblent boueux, comme si le météore était tombé sur un sol mouillé.

Viking Teardrop Islands
Kasei Valles topolabled
Mars rampart crater

Les deltas martiens se trouvent essentiellement, mais pas seulement, dans des cratères d'impact. Ces derniers ont un fond relativement plat, ce qui peut indiquer qu'ils contenaient des lacs dont le dépôt de sédiments aurait aplani le fond. L'existence de ces deltas de cratère s'explique par le fait qu'une rivière se serait jeté dans ce lac de cratère, les sédiments fluviaux ayant formé le delta. De nos jours, ces deltas sont surélevés par rapport au sol. Cela vient du fait qu'ils sont formés de roches sédimentaires solides, plus résistantes à l'érosion que les roches qui les entourent. Ces dernières ont été enlevées par l'érosion, alors que le delta est resté intact.

Delta sur Mars.

Les dunes et formes éoliennes[modifier | modifier le wikicode]

Barkhanes martiennes.

À l'heure actuelle, l'érosion est essentiellement éolienne, liée au vent dans les basses couches de l’atmosphère martienne. C'est ainsi que l'on trouve des dunes à la surface de Mars. Les structures éoliennes martienne sont semblables à celles observées sur terre, au moins dans les grandes lignes, même si quelques formes semblent exclusives à Mars.

Le sable des dunes provient de l’altération des roches volcaniques de Mars, essentiellement des basaltes, ce qui explique la couleur noire des dunes. Les processus qui ont formé des sables sont cependant assez mal connus. On suppose qu'une partie proviendrait du cassage des roches par les impacts de météorites, une autre serait tout simplement des cendres volcaniques. Mais on ne peut exclure qu'une portion importante de ces sables proviennent d'une érosion aqueuse. Vu l'activité géologique de la planète, ces processus de formation des sables semblent inactifs à l'heure actuelle La totalité du sable martien est donc du sable ancien, conservé par les temps géologiques. Cela peut sembler bizarre, mais rien ne permet de faire disparaitre du sable martien : pas de tectonique pour enfouir le sable, pas de sédimentation vu l'absence d'eau.

L'origine des dunes est tout aussi mystérieuse que celle des sables et est encore discutée à l'heure où j'écris ces lignes. Beaucoup de scientifiques supposent que les dunes martiennes sont des reliques et n'évoluent plus à l'heure actuelle. Le vent n'aurait plus la force nécessaire pour déplacer les sables et faire évoluer les dunes. Dans le passé, l'atmosphère était suffisamment dense pour que les vents aient un effet sur les sables. Les vents pouvaient alors déplacer le sable et former des dunes, les faire évoluer, etc. Mais de nos jours, l’atmosphère de Mars s'est raréfiée, ce qui ne permet plus aux vents de soulever les sables, malgré la faible gravité martienne.

Histoire géologique de Mars[modifier | modifier le wikicode]

L'histoire géologique de Mars est encore assez mal cernée, les scientifiques n'étant pas certains de l'existence d'un océan ou des processus ayant mené à la disparition de l'eau et du champ magnétique martien. La subdivision de l'histoire géologique de Mars en ères se base sur deux grandes méthodes : l'analyse de la minéralogie selon l'époque et le comptage des cratères. Ces deux méthodes aboutissent à la délimitation de trois ères, mais ne s'accordent pas sur les dates exactes.

Datation minéralogique[modifier | modifier le wikicode]

Au niveau minéralogique, on distingue trois ères : le Phyllosien, le Theiikien et le Sidérikien. Le Phyllosien est l'époque de formation des argiles martiennes, alors que le Theiikien est la période de production des sulfates. Argiles et sulfates sont des minéraux fortement hydratés, ou qui se forment préférentiellement en milieu aqueux, ce qui implique que ces deux périodes sont relativement riches en eau liquide. La différence entre argiles et sulfate semble indiquer une raréfaction de l'eau liquide. Les sulfates martiens semblent en effet s'être formés dans une eau à fort pH, ce qui indique que celle-ci devait être fortement concentrée en éléments dissous, signe de faibles quantités d'eau. Le Sidérikien est la période de formation des minéraux anhydres, ce qui indique que l'eau devait avoir disparu de la surface de Mars durant cette période, qui dure jusqu’à aujourd'hui. Pour résumer, on peut distinguer une ère avec de l'eau abondante, suivie par une ère où l'eau se raréfie, et enfin une ère où l'eau a disparu de la surface. Ces trois ères ont une relation encore incertaine avec les trois éons stratigraphiques, mais les dates semblent coller à peu-près.

Datation stratigraphique[modifier | modifier le wikicode]

Chronologie du volcanisme martien

En utilisant le comptage des cratères, on identifie trois ères qui portent le nom de noachien, d'hespérien et d'amazonien. Pour résumer, le noachien démarre avec la formation de la croute martienne. L'effet de serre important et la présence d'un champ magnétique font que l'eau est liquide à la surface de Mars. Une intense activité érosive a lieu et le volcanisme y est important. C'est à la fin de cette époque que le dôme de Tharsis se forme. C'est à l'héspérien que l'eau commence à disparaitre de la surface martienne. On suppose que le champ magnétique martien cesse au tout début de l'héspérien, favorisant la fuite de l'atmosphère et sa baisse de température. L'amazonien commence avec la disparition totale de l'eau, et n'a aucun évènement géologique notable, si ce n'est une activité volcanique assez récente. A l'heure actuelle, deux échelles permettent de dater ces trois ères géologiques : l'échelle de Hartmann et l'échelle de Hartmann et Neukum. Les voici :

Echelle de Hartmann :

Echelle de Hartmann et Neukum :

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Mars a une atmosphère assez mince, essentiellement composée de dioxyde de carbone, de vapeur d'eau et d'azote. Bien que peu dense, l'atmosphère martienne est parcourue de vents relativement violents, capables de déclencher de véritables tornades de « sable » (en réalité, des tornades de régolithe martien). Des nuages se forment régulièrement dans l’atmosphère si les conditions météorologiques le permettent. Du fait de l’éloignement du Soleil, la température est extrêmement faible : de -33°C le jour à -83°C la nuit. La pression atmosphérique est aussi très faible, du fait de la finesse de l’atmosphère : moins d'un centième de la pression atmosphérique terrestre. Vu du sol, l’atmosphère martienne a une couleur orangée, qui va du jaune assez foncé à des tons rougeâtres. Cela vient du fait que l'atmosphère martienne absorbe beaucoup plus les couleurs bleutées que les couleurs rouges, orange et jaune. Le rayonnement solaire contenant toutes les couleurs (vu qu'il est blanc), cela explique la couleur de l'atmosphère martienne. Les connaisseurs auront certainement remarqué que la couleur du ciel martien a une origine différente de la couleur du ciel terrestre.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

Composition chimique de l'atmosphère martienne.

Les gaz atmosphériques ont été produits par le volcanisme ancien de Mars. Les gaz émis par les volcans se sont conservés dans l’atmosphère, du moins les gaz lourds. Les gaz légers ont réussi à échapper à l’attraction gravitationnelle de Mars et ne font plus partie de l’atmosphère actuelle. Une bonne partie des gaz atmosphériques se condense au niveau des pôles et forme des calottes de glace. Ces calottes sont évidemment composées de vapeur d'eau, mais en minorité, leur composant principal étant le dioxyde de carbone. Outre les échanges avec les calottes polaires, l’atmosphère de Mars interagit avec la surface, les roches et le sol exposé. Ceux-ci peuvent stocker certains gaz atmosphériques ou en relâcher selon les circonstances.

Echanges de gaz (volatiles) sur Mars.

Les émanations de méthane du sol de Mars jouent un rôle important dans le fonctionnement de l’atmosphère martienne. Le cycle du méthane martien est relativement complexe mais il est certain qu'il doit faire intervenir de l'eau. Si les processus de production de méthane sont mal connus, le dégazage du méthane se fait essentiellement par les échanges sol-atmosphère. Il faut noter que le méthane est dégradé par les ultraviolets solaires, le carbone et l'hydrogène formés par la dégradation s'échappant dans l'espace ou réagissant dans le sol pour y être stockés. Concernant, la production du méthane, il est certain que le volcanisme est une ancienne source qui ne doit pas avoir d'importance à l'heure actuelle. La production du méthane peut provenir de processus biologiques ou purement géologiques. L'hypothèse la plus crédible est que le méthane est produit par altération des pyroxènes de la croute martienne. Précisément, l'enstatite des roches crustale est dégradée par hydrolyse par la réaction suivante : enstatite + eau = chrysotile + magnétite + quartz + hydrogène. Le méthane est produit par une réaction entre hydrogène et et dioxyde de carbone atmosphérique, appelée réaction de Fisher-Tropsch : dioxyde de carbone + 4 atomes d'hydrogène = méthane + 2 molécules d'eau. On remarque que la production de méthane requiert de l'eau, pas forcément liquide, dans la croute martienne.

Possibles sources et puits de méthane sur Mars.

Échappement atmosphérique[modifier | modifier le wikicode]

PIA16818-MarsCuriosityRover-Argon-AtmosphericLoss

La faible épaisseur de l'atmosphère martienne n'est pas le fruit d'un simple hasard. Divers indices nous disent que l'atmosphère martienne était bien plus épaisse après sa formation, que ce soit pour l'atmosphère primaire ou secondaire. Mais Mars n'a pas conservé cette atmosphère, qui s'est évaporée. Un indice de cet échappement est la teneur en deutérium et en hydrogène de l'atmosphère martienne. Le deutérium, un isotope de l'hydrogène, est plus lourd que ce dernier. Il est donc bien plus attiré par la gravité et a une vitesse de libération/évaporation supérieure à celle de l'hydrogène. Sur Mars, le rapport entre deutérium et hydrogène est 5 fois plus fort que sur Terre. Cette donnée s’interprète bien si on suppose que l'hydrogène s'est évaporé plus facilement que le deutérium sur Mars : la teneur en hydrogène a alors diminué plus vite que sur Terre, alors que le deutérium a eu un peu plus tendance à être conservé. D'autres mesures isotopiques vont dans le même sens.

La disparition de l'atmosphère a entrainé une forte baisse de pression atmosphérique, aux conséquences importantes. Et c'est sans compter le fait que les gaz à effet de serre se sont échappé en grande quantité : l'effet de serre a fortement diminué, réduisant la température de surface C'est suite à cela que l'eau a "disparu" de Mars sous forme liquide. La baisse de pression a fait que l'eau s'est évaporée plus facilement dans l'atmosphère, disparaissant dans l'espace. L'eau qui est restée a été soumise à une température beaucoup plus faible, du fait de la disparition de l'effet de serre. En conséquence, elle ne pouvait exister que sous forme solide et a été conservée dans les calottes polaires, ainsi que dans le pergélisol.

La faible gravité de Mars a clairement joué un rôle dans cet échappement atmosphérique. Mais le vent solaire a aussi joué un rôle dans l'échappement atmosphérique. Il est supposé que la disparition de l'atmosphère martienne, datée par des méthodes isotopiques, a eu lieu a peu-près en même temps que la disparition du champ magnétique martien. Le vent solaire n'étant plus dévié par la magnétosphère martienne, il a pu souffler une partie de l'atmosphère martienne dans l'espace. De plus, la disparition du champ magnétique a permis à une plus grande quantité de rayons UV d'atteindre Mars. Ces rayons UV ont alors interagi avec les molécules de dioxygène, les dissociant en atomes isolés. Ces ions/atomes, rendus très énergétiques par l'absorption du rayonnement solaire, se sont alors échappés dans l'espace.

Echappement-atmosphérique-Mars


Les planètes gazeuses

Les géantes gazeuses du système solaire : Neptune, Uranus, Saturne et Jupiter.

Le système solaire externe, situé au-delà de la ceinture d’astéroïdes, est le domaine des planètes gazeuses. Leur nom de planète gazeuse leur provient de leur composition chimique : ces planètes sont majoritairement composées de gaz. Mais attention : il ne s'agit pas de boules de gaz, sans la moindre trace de matière rocheuse. On devrait plutôt les voir comme une sorte d'enveloppe de gaz qui entoure un corps rocheux certainement sphérique. Une seconde interprétation est de considérer que ces planètes sont en réalité des planètes telluriques avec une atmosphère deux à trois fois plus épaisses que le corps rocheux, l'atmosphère faisant partie de la planète proprement dite. Il existe quatre planètes gazeuses dans le système solaire : Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

Le gaz des planètes gazeuses, à savoir leur atmosphère, provient essentiellement de la nébuleuse primordiale. Il n'a certainement pas été émis, comme sur les planètes telluriques, par un quelconque volcanisme : comment autant ne pourrait-il sortir d'une planète bien plus petite ? Cette origine nébulaire se retrouve dans la composition chimique des planètes gazeuses, composées essentiellement d’hydrogène et d'hélium, avec des quantités plus faibles de méthane, d'ammoniac, d'eau, de dioxyde de soufre, etc. L'hydrogène est clairement le composant majoritaire, au point de représenter plus de 80% de la masse de ces planètes. L'hélium passe en seconde position, avec près de 10 à 15% de la masse de la planète. Les autres composants se partagent les restes, aucun ne dépassant le pourcent.

Ces éléments ont généralement un poids moléculaire ou atomique faible, contrairement à ce qu'on observe pour les planètes telluriques. En clair, leur atmosphère, pour une masse identique, pèse moins lourd que celle des planètes rocheuses. Cela s'explique par plusieurs paramètres. Le premier d'entre est la gravité, largement supérieure pour les planètes gazeuses. Là où les planètes telluriques n'ont pas la gravité suffisante pour garder près d'eux les éléments chimiques légers, les planètes gazeuses ont souvent une pesanteur énorme, capable d'emprisonner suffisamment d’éléments légers dans leur atmosphère. Dans le système solaire, deux autres raisons se font aussi sentir : l'éloignement au Soleil et la température. La température des planètes gazeuses est en effet plus faible que la température de surface des planètes telluriques, en raison de l'éloignement au Soleil. L'atmosphère a donc plus de mal à s'évaporer, notamment pour les éléments légers, les premiers à acquérir une énergie cinétique suffisante pour surmonter l'attraction de la pesanteur. La faiblesse du vent solaire à de longues distance aide aussi à garder une atmosphère riche en éléments légers, là où les planètes telluriques ont vu leurs éléments légers soufflés par le fort vent solaire.

Structure interne et classification[modifier | modifier le wikicode]

Pour rappel, les astronomes distinguent plusieurs types de planètes gazeuses :

  • les géantes gazeuses, des planètes composées d'une enveloppe de gaz entourant un corps rocheux ;
    • les planètes purement gazeuses, avec une enveloppe de gaz qui entoure un corps rocheux sphérique très petit ;
    • les planètes gazeuses à noyau massif, identiques aux précédentes, si ce n'est que le noyau est beaucoup plus grand ;
  • les géantes de glace, des planètes composées où un corps rocheux est enveloppé d'une couche de glaces et d'eau, elle-même entourée par une atmosphère gazeuse ;
    • les planètes joviennes, où la couche de glaces et d'eau est très mince par rapport à l’atmosphère ;
    • les planètes neptuniennes, où la couche de glaces et d'eau a une épaisseur particulièrement importante.

Les deux premiers types sont absents du système solaire, mais représentent certaines exoplanètes. Par contre, les types de planètes « joviennes » et « neptuniennes » sont inspirés de leurs représentants du système solaire : Jupiter et Saturne sont des planètes joviennes, tandis que Neptune et Uranus sont des planètes neptuniennes.

Planète purement gazeuse.
Planète géante à noyau massif.
Planète jovienne.
Planète de type neptunien.

Température[modifier | modifier le wikicode]

Vue d'artiste d'un Jupiter chaud.

Avec ce qu'on vient de dire précédemment, on peut supposer que les planètes gazeuses sont toutes les planètes froides, éloignées de leur étoile. Cela colle de plus parfaitement avec le scénario de formation des planètes vu il y a quelques chapitres. Mais ces affirmations sont à nuancer ailleurs que dans le système solaire.

Les astronomes ont depuis longtemps découvert des planètes gazeuses géantes très chaudes et proches de leur étoile, à l'atmosphère riche en éléments légers. De telles planètes sont appelées des Jupiter chauds ou des Neptune chauds, selon qu'il s'agisse de planètes neptuniennes ou joviennes. Leur température atteint facilement 1 000 à 2 000°C, ce qui est à opposer aux planètes gazeuses plus froides, appelées Jupiter froids ou des Neptune froids (les planètes gazeuses du système solaire sont des Jupiter froids ou des Neptune froids, en passant). Ces planètes sont soumises à un fort vent solaire, ainsi qu'à une forte évaporation de leurs gaz dans l'espace (du fait de la chaleur). Leur forte température à aussi tendance à faire gonfler leur atmosphère, par dilation thermique. Ces planètes ont donc une densité nettement plus faible que leurs consœurs plus froides.

De telles observations semblent incompatibles avec les conditions de formation des planètes gazeuses, vues dans le chapitre sur la formation du système solaire. Celles-ci sont censées se former dans des environnements froids, où les éléments volatiles et légers ne sont pas soufflés par le vent solaire et les gradients de température. Mais il n'en est rien ! Beaucoup de scientifiques pensent que ces Jupiter chauds ne se sont pas formés à la distance à laquelle on les observe, mais beaucoup plus loin de leur étoile. Elles se seraient rapprochées suite à des perturbations de leur orbite. L'étape ultime de l'évolution d'un Jupiter chaud est la disparition totale de son atmosphère, soufflée par le vent solaire et évaporée par la chaleur. Ne subsiste alors que le noyau rocheux. Pour distinguer ce noyau rocheux d'une planète tellurique, de par sa formation distincte, on donne souvent le nom de planète chthonienne à ce résidu de planète gazeuse.


La planète Jupiter

Anneaux de Jupiter.

Jupiter est la planète la plus grosse et la plus lourde du système solaire. Sa masse énorme est égale à 2,5 fois la somme des masses de toutes les autres planètes et vaut 317,8 fois celle de la Terre ! Il faut dire que le volume de cette planète est assez impressionnant : 1 321,3 fois le volume terrestre. Par contre, sa densité est très faible : à peine 1,326. Seule l'observation et la forme de son orbite nous permettent d'obtenir des informations sur Jupiter ; on en connaît peu de choses.

Jupiter est entouré de tout un système de corps solides, qu'il s'agisse de satellites ou d'anneaux de petits corps solides et/ou glacés. L'ensemble de ces corps, satellite et anneaux, forme ce qu'on appelle le système jovien. Jupiter a notamment un grand nombre de satellites : 69 en tout ! Les plus connus sont certainement les satellites Io, Europe, Ganymède et Callisto. Un chapitre sera ultérieurement dédié à ces quatre satellites. Outre les satellites, Jupiter compte trois anneaux : l'anneau Halo, l'anneau principal et les anneaux Gossamer. Ces anneaux sont nés de l'agglomération de poussières émises par les divers satellites, ainsi que, mais moins, par des poussières interplanétaires capturées. Les deux premiers proviennent de poussières émises par les satellites Adrastée et Metis.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter - Coupe intérieure

La structure interne de Jupiter est mal connue, mais les scientifiques ont quelques suppositions à son sujet.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

On sait qu'il y a un noyau rocheux sphérique au centre de Jupiter, ce qui expliquerait sa densité supérieure à celle de son atmosphère. Les calculs de densité donnent une valeur proche de celle des roches telluriques pour le noyau, qui est donc supposé rocheux. Il aurait une taille similaire à celle de la Terre. Celui-ci est soumis à la pression de l'atmosphère située au-dessus, qui est particulièrement intense, proche de 3 000 Giga pascals. La compression du noyau rocheux entraîne une élévation de sa température, par un effet nommé mécanisme de Kelvin-Helmholtz. La température du cœur serait proche de 15 000 Kelvin. Il n'est pas impossible que ce noyau rocheux soit totalement solide, mais il se pourrait qu'il soit totalement fondu : soit la pression est suffisante pour garder le noyau solide, soit les températures au centre de Jupiter seraient trop élevées pour garder les roches à l'état solide.

Le noyau de roches fondues serait surmonté par une couche de "glaces", si tant est que ce terme puisse s'appliquer à des matériaux fondus. Ces glaces seraient composées essentiellement d'eau, avec de l'ammoniac et du méthane liquide. Cette couche de glaces aurait une épaisseur de 7000 kilomètres, similaire à l'épaisseur du noyau rocheux. Là encore, la forte pression entraîne une forte température, ce qui fait que ces glaces sont totalement fondues.

La couche de « glaces » est surmontée par des couches d'hydrogène liquide. L'hydrogène reste à l'état liquide à cause de la pression à l'intérieur de la planète. Suivant la profondeur, et donc la pression, cet hydrogène peut prendre diverses formes. L'hydrogène de surface est de l'hydrogène normal, tandis que la couche profonde serait une couche d'hydrogène à l'état métallique. L’hydrogène métallique est de l'hydrogène liquide qui s'ioniserait et conduirait le courant électrique. L'origine de la magnétosphère jovienne proviendrait justement de l'état conducteur de l'hydrogène métallique profond.

Ces deux couches d’hydrogène liquide sont surmontées par une atmosphère d'hydrogène gazeux. Chose assez spéciale, il n'y a pas de séparation précise entre atmosphère et couches d'hydrogènes. A la place, une portion de plus en plus grande d'hydrogène passe sous forme liquide quand on descend en profondeur. La limite est donc floue.

Chaleur interne[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter émet plus de chaleur qu'elle n'en reçoit du Soleil. La différence provient de la contraction de la planète, qui dégage de la chaleur gravitationnelle, laquelle est convertie en énergie cinétique. Cela provient du mécanisme de Kelvin-Helmholtz mentionné plus haut. Pour faire simple, prenons une planète qui se refroidit. Celle-ci subit une contraction thermique, ce qui fait diminuer son rayon. Dans ces conditions, une partie de l'énergie potentielle de gravité est dissipée par la contraction, sous forme de chaleur ou de radiations. La portion d'énergie gravitationnelle libérée sous forme de chaleur réchauffe alors le cœur de la planète.

Rendre compte de ce mécanisme est simple. Pour cela, partons de l'énergie potentielle d'un corps sphérique (ici, la planète).

Supposons que la contraction fasse passer la planète du rayon au rayon . L'énergie potentielle libérée lors de la contraction est alors de :

D'après le théorème du Viriel, la moitié de cette énergie potentielle est libérée sous la forme de radiations et l'autre sous forme de chaleur. Dans ces conditions, la chaleur engendrée est :

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Great Red Spot From Voyager 1

L'atmosphère jovienne est assez mouvementée. Outre les vents horizontaux violents qui la parcourent, on y observe des cyclones de grande taille, des orages récurrents et d'autres perturbations atmosphériques de grande taille. Les nuages ont de grandes dimensions et surmontent des brumes assez opaques qui recouvrent la planète.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère jovienne a une composition très similaire à celle de la nébuleuse primordiale : 93% d'hydrogène et le reste en hélium et éléments traces. Sa densité est donc similaire à celle de l'hydrogène dans les conditions joviennes.

Élément chimique Pourcentage de l'atmosphère en nombre de molécules
Dihydrogène (H2) ~86 %
Hélium (He) ~13 %
Méthane (CH4) 0,1 %
Vapeur d'eau (H2O) 0,1 %
Ammoniac (NH3) 0,02 %
Éthane (C2H6) 0,0002 %
Phosphine (PH3) 0,0001
Sulfure d'hydrogène (H2S) < 0,0001 %

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

L’atmosphère aurait une structure verticale assez typique, avec une troposphère, une stratosphère et une thermosphère. Pour rappel, la troposphère est une couche où la température et la pression diminuent avec l'altitude. Dans la stratosphère, la température reste plus ou moins constante, avec parfois une légère augmentation avec l'altitude et/ou la pression. Enfin, les couches hautes voient leur température augmenter rapidement, chauffées par le rayonnement solaire, en même temps que leur densité diminue fortement.

Structure of Jovian atmosphere
Fonctionnement-radiometre-MWR-sonde-spatiale-Juno-fr

La troposphère a pour point commun avec l'atmosphère terrestre d'avoir des nuages assez nombreux. Selon l'altitude, les nuages auraient une composition chimique différente. Les couches les plus basses seraient composés d'eau sous forme de glace et de vapeur, comme les nuages terrestres nommés cirrus. A des altitudes supérieures, les nuages seraient essentiellement composés dérivés de l'ammoniac. Enfin, les nuages situés encore plus haut seraient composés en grosse majorité d'ammoniac et de composés dérivés plus rares. Ces suppositions proviennent de travaux de laboratoire, pas d'observations in situ.

Altitude Pression Couche troposphérique
10 bar Base de la troposphère
3,0 à 7,0 bar Nuages probables de glace d'eau
1,5 à 3,0 bar Nuages de sulfure d'ammonium
0,7 à 1,0 bar Nuages visibles de glace d'ammoniac
0 km 1 bar Altitude zéro conventionnelle de Jupiter
50 km 0,1 bar Altitude approximative de la tropopause

Il est aujourd’hui admis qu'il existe des mouvements convectifs à la surface de l'atmosphère, dans la troposphère.

Bandes de nuages[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter cloud bands

L'atmosphère jovienne, vue de face, est structurée en bandes parallèles perpendiculaires aux méridiens, des bandes sombres s'intercalant entre des bandes claires. Les bandes blanches sont appelées bandes dans la littérature, tandis que les bandes sombres sont appelées zones. Il y a en tout 15 bandes, qui sont relativement symétriques par rapport à l'équateur : 7 bandes dans l’hémisphère nord, 7 dans l'hémisphère sud et une à l'équateur. Les différences de couleurs entre bandes et zones sont causées par des différences de composition chimique et de température. Il apparaît que les bandes sont plus froides que les zones. De plus, les zones sont assez opaques aux ondes radio, alors que les bandes ne le sont pas autant. Cela impliquerait des différences de composition chimique : les bandes seraient pauvres en ammoniac, alors que les zones en seraient enrichies. Ces différences de température et de composition chimique laissent penser que les bandes et zones auraient une origine convective : l'air chaud remonterait dans les bandes, avant de redescendre dans les zones.

Les zones de transition entre les bandes sont des zones dites de courant-jets, où les vents sont très forts, plus forts qu'à l'intérieur des bandes. Qui plus est, les vents dans une bande peuvent aller dans un sens différent des bandes qui l'entourent. Chaque bande a une vitesse différente de ses voisines. Les zones de transition entre bandes sont donc très élevées, en raison de phénomènes de cisaillements entre bandes.

Vitesse des vents sur Jupiter
Illustration de la vitesse différentielle des vents entre zones et bandes.

Cyclones joviens[modifier | modifier le wikicode]

Les vents sont très puissants dans l'atmosphère jovienne. Ceux-ci sont essentiellement des vents horizontaux, perpendiculaires aux méridiens. Il arrive que des cyclones et/ou anticyclones de grade taille se forment entre les bandes, sans doute à cause des vents de cisaillement des courants-jets. Contrairement à ce qu'on voit sur Terre, ces cyclones/anticyclones survivent plusieurs années, parfois plusieurs siècles. Le plus connu est clairement la grande tache rouge, un anticyclone de grande taille situé dans hémisphère sud, suffisamment grand pour être visible depuis la Terre. Celui-ci a une taille similaire à celle de la Terre !

Jupiter's storm


La planète Saturne

Saturne avec con cortége d'anneaux.

Saturne est la sixième planète du système solaire. L'exploration de Saturne a permis d'observer son atmosphère d'assez près. Plusieurs sondes ont survolé la planète et ont pu y photographier des cyclones de grande taille, dignes de ceux observés sur Jupiter. Les deux planètes sont d’ailleurs assez semblables, du fait qu'il s'agit tout deux de planètes Joviennes. Sa taille est cependant inférieure, de même que sa masse et sa densité. Il est connu que sa densité est inférieure à celle de l'eau : s'il existait un océan capable de contenir Saturne, la planète flotterait sur cet océan. Saturne est connue en raison de son système d'anneaux, visible au télescope (avec un peu de chances et du bon matériel). Comme pour Jupiter, le système saturnien est l'ensemble des corps et anneaux qui orbitent autour de Saturne. Outre les célèbres anneaux de Saturne, ce système contient un grand nombre de satellites : environ 200, plus que Jupiter ! C'est le plus grand nombre de satellites par planète de tout le système solaire. Certains de ces satellites sont relativement connus : Titan, Encelade, etc. Certains se situent dans les anneaux mais d'autres en sont séparés.

Système saturnien.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Intérieur de Saturne.

La structure interne de Saturne est celle de toute planète géante, à savoir une structure semblable à celle de Jupiter :

  • un noyau rocheux sphérique ;
  • une couche de "glaces" assez fine ;
  • un couche d'hydrogène métallique ;
  • une atmosphère d'hydrogène gazeux.

Comme pour Jupiter, Saturne rayonne plus de chaleur qu'elle n'en recoit de la part du Soleil. Le responsable est encore une fois le processus de Kelvin-Helmholtz.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère de Saturne est elle aussi similaire à celle de Jupiter : structure en bandes latérales, présence de cyclones, d'orages, de vents violents, etc. Elle est elle aussi structurée en une troposphère, surmontée par une stratosphère et une thermosphère. La troposphère est une couche nuageuse, avec des nuages d'eau, d'ammoniac ou d'hydrosulfure d'ammoniac, selon l'altitude.

Cyclones de grande taille[modifier | modifier le wikicode]

Grande tâche blanche de Saturne.
Hexagone polaire de Saturne.

Tout comme sa sœur Jupiter, Saturne a une atmosphère mouvementée, dans laquelle de gigantesques cyclones apparaissent et disparaissent avec le temps. Ces cyclones de grande taille ne sont pas aussi gros que ceux de Jupiter, sans doute parce que Saturne est plus petite et qu'elle reçoit moins de rayonnement de la part du Soleil. Mais certaines structures cycloniques sont digne de la grande tâche rouge.

Saturne possède un cyclone de grande ampleur, la grande tache blanche, qui est une sorte d'équivalent de la grande tache rouge jovienne. Cette grande tache blanche est relativement connue des astronomes, bien que moins que la grande tache rouge de Jupiter. La différence avec la grande tache rouge est que les grandes taches blanche sont des phénomènes périodiques, qui apparaissent tous les 30 ans. La dernière occurrence de cette tempête a été observée par la sonde Cassini en 2011.

Les deux pôles de Saturne sont recouverts chacun par un gigantesque anti-cyclone, qui sépare ces pôles du reste de l'atmosphère planétaire. Ces anticyclones polaires sont similaires à ceux observés sur les autres planètes. Chose étrange, l'anticyclone du pôle nord a une belle forme hexagonale, relativement stable dans le temps. A chaque survol par les sondes spatiales, cet hexagone était présent, signe que celui-ci a conservé sa forme durant plusieurs décennies. Cela peu paraitre étonnant, mais des expériences en laboratoire ont permis de reconstituer un système similaire, en modèle réduit. Mais expliquer cette forme n'est pas simple. Les scientifiques ont bien quelques pistes (de sombres histoires d'ondes stationnaires, ...), mais rien de bien certain à l'heure actuelle. Chose étrange, le pôle sud n'a pas de cyclone hexagonal, bien qu'il soit entouré par un cyclone de grande taille de forme cependant plus quelconque.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère de Saturne a une composition chimique similaire à celle de Jupiter.

Élément chimique Pourcentage de l'atmosphère en nombre de molécules
Dihydrogène (H2) ~93 %
Hélium (He) ~5 %
Méthane (CH4) 0,2 %
Vapeur d'eau (H2O) 0,1 %
Ammoniac (NH3) 0,01 %
Éthane (C2H6) 0,0005 %

Cependant, l'atmosphère de Saturne semble quelque peu appauvrie en hélium comparé à celle de Jupiter, dans ces proportions assez faibles cependant. Cela provient de l'immiscibilité de l'hélium dans l'hydrogène métallique. En conséquence, l'hélium coalise en bulles d'hélium qui coulent au fond de la couche d'hydrogène métallique, ce qui appauvrit quelque peu la couche d'hydrogène externe.


La planète Uranus

Système uranien.

Uranus est une planète gazeuse de type neptunien, très similaire à Neptune mais différente de Jupiter et Saturne. D'une masse de quatorze fois celle de la Terre, Uranus partage diverses caractéristiques avec les autres planètes gazeuses : un champ magnétique, des anneaux, des satellites, une atmosphère, etc.

De nombreux anneaux et satellites entourent Uranus : 28 satellites et quelques anneaux. En majorité, les satellites uraniens sont composés essentiellement de glaces d'eau et d'ammoniac. Ils sont fortement cratérisés, même si quelques zones semblent avoir subi un renouvellement quelconque. Leur surface est intégralement recouverte de glace, supposée être de la glace d'eau. Ce glacier planétaire est percluse de canyons ou de structures montrant un possible cryovolcanisme. Ils sont composés d'un noyau rocheux entouré d'un océan d'eau liquide, qui recouvre elle-même une couche de glaces.

Vu sa distance du Soleil, il est très difficile de l'observer, raison pour laquelle peu de choses sont connues sur cette planète. Heureusement, la sonde spatiale Voyager 2 a frôlé son orbite, ce qui a permis d'observer sa surface, mais aussi de mesurer son champ magnétique. Par contre, les photographies de la sonde montraient une atmosphère assez sage, uniforme, sans structures visibles. Mais les observations réalisées plus tard, dans les années 2007-2008, avec le télescope Keck ont permis d'observer une activité atmosphérique assez soutenue, avec des cyclones de grandes tailles. Ces structures ont cependant disparu depuis, et on suppose que l'atteinte de l'équinoxe par la planète a joué un rôle dans l'apparition des cyclones. Mais fermons cette parenthèse, nous y reviendrons.

La rotation d'Uranus et son champ magnétique[modifier | modifier le wikicode]

Une particularité d'Uranus est sa rotation, assez particulière. Celle-ci est illustrée dans le schéma ci-dessous. A lieu de tourner à la perpendiculaire de l'écliptique, son axe de rotation est presque parallèle à celui-ci. La planète est comme penchée sur l'écliptique, au point que son axe de rotation est dirigé vers le Soleil. Chose importante, les satellites d'Uranus tournent autour de la planète sur le plan équatorial. Cela incite à penser que la planète tournait sur elle-même normalement, avant qu'un évènement catastrophique la couche sur son orbite. Reste que l'on ne sait pas quel est cet évènement : si certains suggèrent des impacts d'astéroïdes très violents, d'autres supposent que des phénomènes gravitationnels impliquant un satellite en seraient la cause.

On se doute que la rotation bizarre de la planète a un effet sur son champ magnétique, la première engendrant le second. Et les résultats sont vraiment intrigants. Le champ magnétique de la planète est lui aussi penché par rapport à l'écliptique, mais pas autant que l'axe de rotation. Les deux forment un angle assez important, de près de 59°, l'axe du champ étant totalement penché par rapport à l'axe de rotation de la planète. Et pire : l'axe du champ magnétique ne passe pas du tout par le centre de la planète, ni même à côté !Ajoutons à cela que le champ est beaucoup plus fort au niveau du pôle sud que du pôle nord, ce qui n'est pas le cas sur Terre ou sur les autres planètes telluriques... Heureusement, ces différences ne modifient pas franchement le fonctionnement de la magnétosphère Uranienne par rapport aux autres planètes : on y retrouve des aurores polaires, la magnétosphère est structurée comme celle des autres planètes, etc.

Rotation et champ magnétique d'Uranus.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne d'Uranus.

La structure interne d'Uranus est assez similaire de celle de Jupiter et de Saturne. Celle-ci partage avec les précédentes un noyau rocheux solide, une couche de glaces et une gigantesque atmosphère gazeuse. Comme pour Jupiter et Saturne, l'atmosphère des géantes de glace est composée d’hydrogène et d'hélium, avec des traces de méthane. Mais les différences avec Jupiter/Saturne sont importantes à souligner.

Première différence : la couche de glaces d'eau, d'ammoniac et de méthane est bien plus volumineuse que sur Jupiter ou Saturne. Son volume est même largement supérieur à celui du noyau central, contrairement à ce qu'on observe sur les géantes gazeuses. De plus, on ne retrouve pas la couche d'hydrogène métallique dans les géantes de glace. La raison à cela est que la pression à l'intérieur des géantes de glace n'est pas asse importante. Le gaz doit donc être dans un état assez différent de l'état métallique, mais malgré tout très dense. Et surtout, cette couche de gaz est conductrice : sans cela, les géantes de glace n'auraient pas de champ magnétique.

Pour résumer, les géantes gazeuses sont constituées de quatre couches :

  • un noyau rocheux solide ;
  • une couche de glaces solides ;
  • une couche gazeuse ionisée, conductrice ;
  • une atmosphère gazeuse non-conductrice.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

L'absence de chaleur interne et l'éloignement du Soleil fait que l'atmosphère uranienne est plus calme que celle de Jupiter ou de Saturne. Elle semble relativement homogène dans les résultats des observations radar, avec cependant des vents assez forts et relativement inexpliqués.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère a une composition chimique semblable à celle de Jupiter et de Saturne, à savoir qu'elle est riche en hydrogène et en hélium, avec cependant un peu plus de méthane, d’eau et d'ammoniac. Cela traduit sa nature de géante de glace, de planète neptunienne, riche en eau et en éléments volatils. Plus étrange, l'atmosphère d'Uranus est riche en hydrocarbures, dont les concentrations sont très importantes. On y trouve du CO (monoxyde de carbone), de HCN, et bien d'autres. Leur présence serait liée à la lyse du méthane atmosphérique, dont les résidus s'associeraient entre eux.

Élément chimique Quantité
Dihydrogène 83 %
Hélium 15 %
Méthane 1,99 %
Ammoniac 0,01 %
Éthane 0,00025 %
Acétylène 0,00001 %
Monoxyde de carbone Traces
Sulfure d'hydrogène Traces

La composition chimique d'Uranus explique la couleur de son atmosphère, fort différente de celle de Jupiter et de Saturne. Jupiter et Saturne ont une couleur qui varie entre le blanc sale et le brun légèrement foncé, rarement rouge-orangée dans les bandes sombres. A l'inverse, Uranus et Neptune ont des couleurs plus proches du bleu, voire du vert-turquoise. C'est justement la présence de méthane qui leur donne cette couleur particulière. Les autres planètes géantes n'ont pas assez de méthane pour prendre ces teintes bleu-vert.

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

Tout comme pour les autres planètes gazeuses, l'atmosphère d'Uranus contient une troposphère, une stratosphère et une thermosphère. Comme sur les autres planètes gazeuses, les nuages troposphériques sont des nuages d'eau, ou d'ammoniac ou d'hydrosulfure d'ammoniac. Des nuages de méthane sont possibles, sous certaines circonstances.

Profil des températures de la troposphère d'Uranus

Les vents et variations horizontales[modifier | modifier le wikicode]

Il y a peu de formations nuageuses de grande taille, contrairement aux planètes géantes précédentes. Si, comme sur Jupiter et Saturne, on observe une structuration en bandes horizontales séparées, cela ne se voit pas dans les diagrammes de vitesse des vents. La vitesse des vents augmente ne subit pas de sauts avec la latitude, mais augmente progressivement avec elle. Chose étrange, le vent souffle dans le sens contraire de la rotation de la planète au niveau de l'équateur. Ce n'est qu'au niveau des pôles et des hautes latitudes que, la vitesse du vent augmentant avec la latitude, le vent se met à souffler dans l'autre sens.

Vitesse des vents d'Uranus


La planète Neptune

Intérieur de Neptune.

Neptune est la dernière planète du système solaire. Elle est entourée par plusieurs anneaux et satellites. Neptune est une planète neptunienne, c-a-d composée d'une atmosphère gazeuse qui entoure une couche de glaces et d'eau, qui recouvre elle-même un noyau rocheux. Sa structure interne n'est pas qualitativement différente de celle d'Uranus, seule l'épaisseur de chaque couche étant différente. Son atmosphère est elle aussi similaire à celle d'Uranus, avec cependant quelques différences marginales de composition chimique. Dans les grandes lignes, les deux planètes ont la même composition chimique atmosphérique, riche en hydrogène, en hélium et en éléments volatils. Neptune a par contre un peu plus d'eau, d'ammoniac et de méthane. Les éléments volatils sont en plus grande concentration, en raison certainement de la plus grande distance au Soleil de Neptune.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Comme sur les autres planètes gazeuses/géantes, l’atmosphère est structurée en bande horizontales, qui font alterner bandes sombres et zones claires. Les nuages y sont tout aussi présents, de même que les vents horizontaux assez forts. Ce qui différencie l'atmosphère de Neptune de celle d'Uranus est son activité météorologique. Les orages y sont notamment plus fréquents. La plupart de ces vents soufflent dans le sens contraire de la rotation de la planète. C'est du moins majoritairement le cas aux basses latitudes, les vents soufflant dans le sens de rotation aux hautes latitudes. C'est à l'image de ce qui est observé sur Uranus. L'hémisphère sud de Neptune a une atmosphère plus chaude que le reste de l'atmosphère, ce qui s'explique par le pendage de son axe de rotation (son obliquité), qui expose le sud au soleil.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

La composition chimique de l'atmosphère de Neptune est similaire à celle d'Uranus.

Éléments chimiques Teneur
Dihydrogène >84 %
Hélium >12 %
Méthane 2 %
Ammoniac 0,01 %
Éthane 0,00025 %
Acétylène 0,00001 %

Neptune se démarque des autres planètes géantes par sa concentration en monoxyde de carbone CO. Elle est près de mille fois supérieure à ce qui est prédit par les modèles, alors que Saturne, Jupiter et Uranus n'ont pas ce problème. L'origine de ce monoxyde de carbone est encore mal comprise.

Orages[modifier | modifier le wikicode]

Les orages de Neptune se voient à sa surface sous la forme de taches sombres relativement circulaires. Ils ressemblent à des trous à la surface de Neptune. Leur forme sphérique laisse penser que ces orages sont causés par des cyclones ou des anticyclones. Ces orages ne sont pas permanents et disparaissent au bout de quelques années. Par exemple, la grande tache sombre observée par la mission voyager en 1989, avait disparu en 1994 quand le télescope Hubble a été pointé sur Neptune.

Anneaux[modifier | modifier le wikicode]

Anneaux de Neptune.

Neptune est entouré par cinq anneaux.

Nom Distance (km) Largeur (km)
Anneau Galle 41900 2000
Anneau Le Verrier 53200 113
Anneau Lassell 53200 4000
Anneau Arago 57200 100
Anneau Adams 62930 50


Les satellites et anneaux planétaires

Les planètes sont des astres massifs, dont la gravité est suffisante pour attirer des astéroïdes ou des planétésimaux vers elles. Dans la plupart des cas, les objets attirés s'écrasent sur la surface des planètes, donnant naissance à un cratère d'impact. Mais il arrive que des petits corps soient attirés, mais aient suffisamment de vitesse pour ne pas s'écraser sur la planète : ils entrent en orbite autour d'elle, comme les planètes autour du Soleil. Les corps qui orbitent autour des planètes sont nombreux et ont des tailles variées. Ce chapitre va se focaliser sur ces petits corps, ainsi que sur les satellites, de manière générale.

Petits corps et satellites[modifier | modifier le wikicode]

Certains sont de petits astéroïdes, tandis que d’autre sont la taille d'une petite planète. Ces corps qui orbitent autour des planètes peuvent se classer en trois grands types :

  • les astéroïdes isolés, de petite taille, qui orbitent autour d'une planète ;
  • les anneaux planétaires, des disques formés d’astéroïdes qui entourent une planète ;
  • les satellites, de gros corps qui ont acquis une taille suffisante pour devenir sphériques.

Dans ce qui va suivre, nous ne parlerons pas des astéroïdes isolés, ceux-ci n'ayant pas grand-chose pour se démarquer de leurs congénères qui orbitent autour du Soleil. Nus allons par contre nous attarder sur les anneaux planétaires et les satellites.

Satellites[modifier | modifier le wikicode]

Lunes du système solaire.

Les satellites sont des petits corps qui orbitent autour d'une planète ou d'un petit corps. Le plus connu est certainement le satellite de la Terre : la Lune ! Par analogie, les autres satellites sont souvent appelés des lunes : on parle ainsi couramment des lunes de Jupiter, de Saturne, etc. Le système solaire est riche en satellites, leur nombre dépassant de loin la centaine. Si leur ombre est estimé à plus de 500, environ 170 satellites seraient confirmés. Ceux-ci vont de petits satellites à peines visibles sur un télescope, à des satellites de la taille d'une planète, parfois plus gros qu'une planète naine. La plupart tournent autour de planètes, la majorité tournant autour de planètes gazeuses, plus massives. Seules Mercure et Venus n'ont pas de satellites confirmés. Une petite minorité des satellites orbite autour d'une planète naine, comme la lune de Pluton nommée Charon, et d'autres autour d’astéroïdes ! Ces derniers portent le nom de lunes astéroïdales.

Anneaux planétaires[modifier | modifier le wikicode]

Nous avons vu il a quelques chapitres que certaines planètes sont entourés par des anneaux planétaires. Ceux-ci sont des disques de petits corps qui entourent une planète. Ces anneaux sont surtout présents autour de planètes suffisamment massives, ce que nous expliquerons dans ce chapitre. Ces anneaux sont majoritairement composés de petits corps, de poussières, d'astéroïdes, de gaz diffus, etc. Certains d'entre eux sont cependant coupés en plusieurs sous-anneaux, séparés par des vides ou lacunes. Ces lacunes se forment soit suite à des résonances gravitationnelles, soit par le passage d'une planète qui "creuse" l'anneau. Cette dernière situation arrive quand une planète se met à orbiter sur la même orbite que l'anneau initial

L'origine des satellites et anneaux planétaires[modifier | modifier le wikicode]

Artist's concept of collision at HD 172555

La recherche sur l'origine des anneaux planétaires et satellites naturels est encore en cours, mais les scientifiques ont déjà identifié plusieurs mécanismes de formation. Satellites et anneaux planétaires se forment avec des mécanismes très similaires.

Accrétion de petits corps[modifier | modifier le wikicode]

Un satellite est le résultat de la condensation d'un anneau planétaire en un corps unique. Rassemblez les astéroïdes d'un anneau et vous obtenez un satellite. Il va donc de soi que les mécanismes qui permettent de former des anneaux sont aussi ceux qui donnent naissances aux satellites. Tout part d'un disque planétaire de gaz, poussières et planétésimaux se forme autour d'une planète, disques qui évolue ensuite en anneaux planétaires, et éventuellement en petits corps de la taille d'une Lune.

Ce disque peut se former comme toute planète ou tout petit corps : par accrétion de planétésimaux. Dans les grandes liges, ce qui se passe autour d'une étoile peut se produire autour d'une planète très massive. D'ordinaire, ces disques forment des anneaux planétaires après évacuation du gaz, l'accrétion de planétésimaux étant limitée. Dans d'autres cas, ces petits corps fusionnent progressivement pour donner une Lune.

Un second mécanisme, similaire au précédent, se produit suite à un impact de météorite sur une planète tellurique. Si l'impact est de forte puissance, limite cataclysmique, de nombreux débris vont être projetés dans l’espace par la force de l'impact. Une fois satellisés, ces débris pourront se mettre à orbiter autour de la planète, formant un anneau planétaire. Ces débris pourront s'accréter par la suite, donnant une Lune. Ce mécanisme est similaire au précédent, les deux impliquant l'accrétion de petits corps orbitant autour d'une planète. La seule différence est l'origine des petits corps : débris d'un impact d'un côté, résidu de nébuleuse planétaire de l'autre.

Capture d'un astéroïde[modifier | modifier le wikicode]

Le dernier mécanisme de formation est la capture d'un astéroïde par le champ de gravité d'une planète. L’astéroïde, autrefois libre, se met alors à orbiter autour de la planète, et devient un satellite. Dans d'autres cas, l’astéroïde est totalement brisé en petits corps par la gravité, petits corps qui se mettent à orbiter autour de la planète et donnent un anneau On reconnait de tels astéroïdes à leur forme, relativement irrégulière. De plus, leur orbite a une forme relativement spéciale, qui les classe souvent dans la catégorie des satellites dits irréguliers, dont l'orbite est rétrograde et fortement inclinée.

A noter que ce mécanisme permet aussi de former des anneaux. Il arrive que certains astéroïdes ou satellites se forment au-delà de cette limite, mais finissent tout de même par l'atteindre. Dans ce cas, les forces de marées vont démanteler le satellite en petits corps. Ceux-ci vont alors se mettre à orbiter autour de la planète, du moins pour la plupart. Leur orbite reste très proche de la limite de Roche. Ils forment alors un anneau de petits corps qui entoure la planète. Il faut néanmoins préciser que tous les anneaux planétaires ne se forment pas de cette manière, d'autres se formant directement lors de la formation de la planète, dans le disque qui l'entoure.

Roche limit (tidal sphere)
Roche limit (ripped sphere)
Roche limit (top view)
Roche limit (ring)

Limite de Roche[modifier | modifier le wikicode]

On a vu plus haut que les anneaux et satellites peuvent se former de la même manière : par évolution d'un disque planétaire. On peut alors se demander ce qui pousse ce disque à évoluer en anneau ou en satellite. La réponse à cela tient dans les effets de marrée, qui peuvent empêcher un satellite de se former. De même, les effets de marées peuvent totalement disloquer un astéroïde qui s'approcherait trop près d'une planète, donnant naissance à un chapelet de petits corps. Si le futur satellite est situé à une grande distance, les effets de marées seront faibles (vu que la gravité diminue comme le carré de la distance) : le satellite se formera ou sera préservé. Par contre, en-deça d'une certaine distance, les forces de marée disloqueront le satellite ou l’empêcheront de se former. Cette distance limite est appelée la limite de Roche.

On peut en donner une valeur très approchée en faisant quelques approximations. La valeur que nous obtiendrons sera cependant loin d'être valide en réalité, des satellites pouvant se trouver plus près que prévu que les prochains calculs. La faute aux forces de cohésion, mal modélisées dans le calcul suivant. Pour faire le calcul, partons d'un satellite qui orbite autour d'une planète, sur une orbite circulaire, sans obliquité ni rotation propre. Aussi bien la planète que le satellite sont considérés comme sphériques. Enfin, supposons que seules les forces de gravité font tenir le satellite d'un seul tenant : aucune autre force n'assure la cohésion de l’astéroïde, les forces de cohésion de nature électromagnétiques comme les forces de Van Der Walls sont négligées.

Modèle de Roche[modifier | modifier le wikicode]

Pour simplifier les calculs, nous allons remplacer le satellite de masse par deux petits corps de masse . Les centres de ces deux satellites sont séparés par le double du rayon du satellite : dit autrement, ces deux petits corps sont collés d'un à l'autre. Le point de contact de ces deux corps est aussi le centre de masse deux satellites, ce qui fait qu’on peut calculer les forces de gravité que subit le satellite en postulant que toute sa masse est rassemblée à ce oint de contact, au centre du satellite réel. Ces deux petits corps sont attirés par leur propre masse : le premier attire le second et ainsi de suite.

La force de cohésion est égale à la somme de la force du premier corps sur le second et de la force du second sur le premier. Elle vaut donc :

Vu que les deux petits corps sont situés à des distances différentes de la planète, il existe une différence entre la force de gravité subie par le corps le plus proche, et le corps le plus lointain. Cette différence de force est appelée l'effet de marée. On a vu dans le chapitre sur la gravité que celle-ci vaut :

La limite de Roche est la distance où force de marée et force de cohésion s'égalisent. On a donc :

Quelques manipulations algébriques nous donnent :

Quelques manipulations algébriques nous donnent enfin la limite de Roche :

A noter qu'il est possible de calculer la limite de Roche avec d'autres facteurs que la masse du satellite et de la planète, ou encore le rayon du satellite. Ces paramètres sont généralement peu précis et mal connus, contrairement à la densité et au rayon de la planète. Dans ces conditions, quelques manipulations algébriques permettent de formuler la limite de Roche à partir de ces paramètres. Pour cela, notons la densité de la planète et la densité du satellite. On a alors, d'après la formule du volume d'une sphère :

En injectant dans la a formule de la limite de Roche précédente, on a :

Ce qui se simplifie en :

Modèle du caillou[modifier | modifier le wikicode]

Une autre dérivation est celle dite du modèle du caillou. Celle-ci compare la force de gravité que subit un corps (un caillou, par exemple), posé à la surface du satellite. Si la force de gravité de la planète est plus forte que celle du satellite, celui-ci se disloquera, ses éléments étant plus attiré par la planète que par les forces de cohésion internes. La limite de Roches est atteint quand ces deux forces sont égales. Ce qui donne :

Arès de longs calculs, on doit trouver que :

Rotation synchrone[modifier | modifier le wikicode]

Synchronous rotation

Les forces de marées, couplées à la rotation d'une planète et/ou de son satellite sont aussi à l'origine d'un phénomène appelé la synchronisation de la rotation. Pour faire simple, c'est ce qui fait que la Lune nous présente toujours une face cachée et une face visible. Il en est de même pour de nombreux satellite du système solaire. Et pareil pour certaines planètes : Mercure, par exemple, présente toujours la même face au Soleil. Dans tous les cas, cela vient du fait que les satellites tournent autour de leur planète à la même vitesse qu'ils tournent sur eux-mêmes vitesse angulaire de rotation et de révolution sont égales. Pourtant, lors de la formation du système solaire, rien de tout cela n'était en place : la Lune tournait sur elle-même plus vite qu'aujourd'hui. Mais la Lune a fini par synchroniser sa vitesse de rotation avec sa vitesse de révolution (pareil pour les autres satellites ou planètes). La raison vient justement de l'interaction entre marées et rotation des planètes/satellites.

Pour comprendre pourquoi, rappelons que les forces de marées déforment la planète et/ou le satellite, leur donnant une forme ovoïde. Dit autrement, un bourrelet de manière rocheuse se forme en face et à l'opposé de la planète et/ou du satellite attracteur. Mais vu que la planète tourne sur elle-même, ce bourrelet va être entrainé par la rotation de la planète, plus vite que le satellite. Ce faisant, la rotation tend à faire tourner ce bourrelet autour de l'axe de la planète à une certaine vitesse. Mais le satellite va aussi attirer ce bourrelet à lui. Vu l'angle formé entre le bourrelet et le satellite, cette attraction va attirer le bourrelet dans un sens légèrement différent de celui de la rotation. Cela va quelque peu freiner le bourrelet, qui entrainera a planète avec elle : elle tournera moins vite. La même chose se produit sur le satellite. Ainsi, les deux finissent par ralentir jusqu'à ce que le bourrelet (et donc la planète), tourne à la même vitesse que le satellite autour de la planète. Dans ces conditions, le déplacement du bourrelet sera exactement compensé par le déplacement du satellite, qui restera à la verticale du bourrelet. La rotation synchrone est alors atteinte.

Accélération par effet de marée


La géologie de la Lune

Gif animé de la Lune.

La lune est un astre visible depuis la Terre, rendant son observation aisée : pas besoin d'envoyer des sondes spatiales pour voir sa surface. Du moins, pour ce qui est de voir la face visible depuis la Terre. En conséquence, la surface de la Lune est relativement bien connue, et sa géologie l'est tout autant. D'autres méthodes permettent d'obtenir des informations sur notre satellite :

  • l'étude des séismes avec les sismomètres laissés par les missions de la NASA ;
  • l'évaluation de la densité de la Lune et de sa rotation ;
  • l'étude des météorites lunaires et de leur composition chimique ;
  • l'étude des échantillons de roche prélevés par les missions Apollo ;
  • l'étude du champ gravitationnel de la Lune avec des satellites en orbite ;
  • l'étude de la topographie de la surface, au télescope ou avec des satellites.

Ces données ont étés utilisées par les planétologues pour étudier la géologie de la Lune. Nous vous proposons de voir ce que les géologues ont découvert.

La surface de la Lune : mers et terres lunaires[modifier | modifier le wikicode]

Apparence de la Lune.

L'observation de la croute montre qu'il n'y a pas de tectonique des plaques, et qu'il n'y en a jamais eu : on n'observe pas de fosses de subductions, de rifts, de dorsales, ou de structures tectoniques de grande taille. Pour autant, la surface de la lune n'est pas homogène. L'observation montre qu'elle est formée de terrains clairs et sombres. Les zones claires sont appelées des terraes, des continents, ou encore les terres lunaires, alors que les zones sombres sont appelées des mers lunaires. La différence de couleur entre terres et mers provient de différences de composition chimique et minéralogique. Les continents lunaires sont composés principalement d'anorthosite, un minéral très courant dans les roches magmatiques granitiques, qui leur donne leur couleur claire, grise. Les mers lunaires sont composées essentiellement de basaltes, des roches volcaniques pauvres en silice. Vu que les basaltes sont des roches volcaniques, contrairement aux roches des continents, on devine aisément que les mers sont des structures d'origine volcanique, formées supposément par l'épanchement de grandes quantités de lave.

Les continents lunaires sont remplis de cratères, preuve qu'il s'agit de surfaces anciennes, pas beaucoup remaniées par le volcanisme ou la tectonique. A l'inverse, les mers lunaires sont plates et sans cratères, ce qui prouve qu'elles ont subit un volcanisme massif qui a effacé les cratères. On peut déterminer l'âge de formation de la croûte en comptant les cratères : plus une portion de croûte est âgée, plus elle a reçu d'impacts depuis sa formation. Le comptage des cratères indique que les mers lunaires se sont formées il y a environ 3 à 4 milliards d'années. Quelques mers semblent cependant avoir un âge plus faible, d’environ 1,2 milliard d'années. De nos jours, plus de volcanisme : le manteau de la Lune s'est presque totalement solidifié et le volcanisme est épisodique.

La face visible et la face cachée[modifier | modifier le wikicode]

Les mers lunaires sont inexistantes sur la face cachée, cette dernière étant recouverte de continents. Les continents lunaires recouvrent près de 85% de la surface lunaire, dont la totalité de la face cachée et 65% de la face visible. Les 35% de la face visible sont recouverts par 22 mers lunaires différentes. Et ce n'est pas la seule différence visible entre les deux faces. Par exemple, l’élévation semble plus importante sur la face cachée que sur la face visible depuis la Terre. Si on mesure l’attitude moyenne sur les deux faces, on trouve une différence de 19,8 kilomètres de hauteur, ce qui est loin d'être négligeable. Une autre différence est l'épaisseur de la croute : la croûte est plus épaisse sur la face cachée que sur la face visible. Là où la croute fait 60 kilomètres d'épaisseur sur la face visible, elle en fait près de 110 sur la face cachée. Personne ne sait expliquer l'origine des différences entre faces visible et cachée, à l'heure actuelle. Certains chercheurs supposent un lien avec des effets de marée, d'autres supposent un impact d’astéroïde, d'autres une variation de composition chimique du manteau entre les deux faces, etc.

Il est possible qu'il y ait un lien entre la localisation des mers et l'épaisseur de la croute. Les planétologues qui souscrivent à cette hypothèse partent du principe que les mers lunaires sont des conséquences de cratères d'impact très puissants. Elles se sont formées quand ces impacts ont fracturé la croute, formant des fissures par lesquelles la lave des mers est sortie. Sur la face visible, des impacts de météorite auraient creusé des bassins/cratères assez profonds, suffisamment pour casser la croute et permettre au magma de s'épancher en surface. Sur la face cachée, la croute épaisse aurait servi de bouclier contre les impacts, empêchant aux mers de se former. Cette hypothèse est bien étayée, mais on peut signaler qu'il n'y a pas de mers lunaires au pôle sud où la croûte est la plus mince. Pour le moment, on dispose plus d'hypothèses que de réponses et les planétologues ont encore du pain sur la planche.

Les mers lunaires[modifier | modifier le wikicode]

Tout indique que les mers sont de gigantesques épanchements de lave solidifiée, plus précisément de basalte. Leur formation est encore mal connue, mais les chercheurs ont des explications assez étayées. Les uns proposent que certaines mers se sont formés suite à des cratères d'impacts, qui auraient fissuré la croute et inondé le cratère de lave. D'autres proposent des éruptions exceptionnelles par leur ampleur, qui auraient inondé des bassins de grande ampleur. Les deux hypothèses sont complémentaires, certaines mers collant bien à la première explication, d'autres collant mieux à la seconde.

Certaines éruptions ont rempli des cratères d'impact, ce qui fait penser que les éruptions seraient consécutives à des impacts d’astéroïdes : ceux-ci fractureraient la croûte lunaire et permettraient au magma de remonter en surface. La Mare Imbirum et la mer de la sérénité sont deux exemples de mers lunaires formées par un cratère d'impact. Preuve en est, on trouve des éjectas autour de ces deux mares, des roches projetées hors du cratère lors de l'impact. De plus, les mesures gravimétriques mentionnées plus haut sont compatibles avec une telle origine. Enfin, elles ont une forme de cuvette aux bords circulaires, qui est compatible avec un impact.

Néanmoins, certaines mers lunaires ne semblent pas liées à des cratères d'impact. Des chercheurs supposent que la lave est sortie par de gigantesques fissures, à travers la croûte lunaire. Des éruptions de ce genre ont lieu sur Terre, et sont appelées des éruptions fissurales. La mer Oceanus Procellarum en est un bon exemple. Les premières hypothèses sur sa formation postulaient un gigantesque impact d’astéroïde, mais la forme de cette mare, qui n'est vraiment pas elliptique ou circulaire, ne semblait pas être compatible avec cette hypothèse. Des mesures gravimétriques récentes ont montré que cette mare est entourée d'un réseau de fractures, semblable à un gigantesque rift. Cela renforce ainsi une hypothèse concurrente : cette mare se serait formée par un volcanisme des plus classiques, lié à des phénomènes localisés dans le manteau de la Lune.

Oceanus procellarum, vu à des profondeurs différentes - Mesures gravimétriques provenant de la mission Lunar Grail.

Les Winkle ridges[modifier | modifier le wikicode]

A la surface des mers, on trouve des fissures formées lors du refroidissement du basalte, par contraction thermique. Ces fissures sont appelées des Wrinkle ridge. Par exemple, on peut citer la Dorsa Smirnov.

Dorsa Smirnov - LROC - WAC

Les dômes et cônes volcaniques[modifier | modifier le wikicode]

Dôme volcanique lunaire, ici le dôme Hortensius Domes, photographié par la sonde LRO.

On trouve aussi des dômes de lave, similaires aux dômes des volcans péléens. Ces dômes ont une taille de plusieurs kilomètres de diamètre, guère plus. Par contre, ces dômes sont composés de basaltes, contrairement à ce qu'on trouve sur Terre où les dômes sont composés de laves beaucoup plus visqueuses et riches en silice. Ce qui fait que les dômes lunaires ont des pentes douces, entre 1 et 8 degrés de pente, contrairement aux dômes terrestres aux pentes plus abruptes. De plus, les dômes lunaires possèdent un cratère d'environ 1 kilomètre à leur sommet, alors que les dômes terrestres n'en ont pas. Le plus connu est le Mons Rümker, un ensemble de 30 dômes distincts qui se sont accumulés sur une même zone, mais on trouve aussi des dômes dans la région des Gruitheisen Domes, et dans la zone des Marius Hills. De tels regroupements de dômes sont monnaie courante et presque tous les dômes lunaires sont dans ce cas. On les trouve sur les bords des mers lunaires, là où la lave est peu épaisse, ce qui peut signifier que la chambre magmatique de ces volcans est proche de la surface.

À côté des mers, on trouve de petits édifices volcaniques, similaires aux cônes volcaniques communs sur Terre.

Les dépôts mantelliques sombres[modifier | modifier le wikicode]

Certaines portions de la croûte lunaire sont recouvertes par des dépôts de cendres, qui recouvrent les portions claires de la croûte : ce sont les dépôts mantelliques sombres. Ces dépôts ne sont pas visibles depuis la Terre, mais apparaissent au télescope : ils ont une couleur qui peut être jaune, rouge, ou verte. Ces dépôts sont proches de cônes volcaniques éteints. Le plus large d'entre eux se situe dans la Sinus Aestum, à l'est du cratère Copernicus.

Les rainures sinueuses[modifier | modifier le wikicode]

On trouve aussi des espèces de canaux, appelés rainures sinueuses, ou encore rilles. Elles forment des canaux qui serpentent sur la surface de la lune. La plupart sont des coulées de lave solidifiées. D'autres sont des vestiges de tunnels de lave solidifiés : ce sont les rilles sinueuses. Elles commencent généralement à un cratère d'impact ou un petit édifice volcanique qui fait saillie à la surface de la croûte. Le meilleur exemple est la Vallis Schröteri, montrée sur cette image provenant d'Apollo 15.

Vallis Schroteri 4158 h1

Les Irregular Mare Patches[modifier | modifier le wikicode]

Les astronomes ont pu observer, au cours de l'année 2014, de petits épanchements de lave solidifiée, qui ne sont pas visibles depuis la Terre. Ces épanchements sont très récents d'un point de vue géologique : ils datent d'environ 100 à 50 millions d'années, soit à peu près la fin des dinosaures sur Terre. Ces épanchements ne font pas plus de 500 mètres de long, et sont peu nombreux : on n'en dénombre que 75 sur toute la surface de la Lune. On nomme ces structures des Irregular Mare Patches, ce nom leur provenant de leur forme, très irrégulière, avec des zones sombres lisses entremêlées de zones claires et craquelées. Peu de recherches ont été effectuées à l'heure où j'écris cet article (1er Janvier 2015) : seule une étude de la Nasa, datée d'Octobre 2014 est disponible à ma connaissance. L'article en question, publié par la NASA, se nomme "Evidence for basaltic volcanism on the Moon within the past 100 million years"

Les failles lunaires[modifier | modifier le wikicode]

Rupes Recta, une faille lunaire formée suite au poids des roches volcaniques des mers.

La surface lunaire est fracturée, avec de nombreuses failles de grande ampleur. Ces failles ne sont pas le résultat d'une tectonique des plaques, absente sur la Lune, mais sont le résultat d'impacts d’astéroïdes et de processus gravitaires.

Le premier type de faille se trouve sur les mers lunaires ou sur les terrains avoisinants. Les roches des mers lunaires forment des épanchements assez épais, de plusieurs centaines de mètres minimum. Tout cela pèse sur la croute et implique un ajustement isostatique assez marqué, parfois une fragilisation des roches sous-jacentes. L'effet est plus marqué au centre des mers lunaires que sur leurs bords, pour une raison simple : les roches des mers lunaires sont plus épaisses au centre que sur leurs bords. L'épanchement de lave ne dépasse guère la centaine de mètres aux bords des mers lunaires, mais peu aller jusqu'à plusieurs kilomètres en leur centre. Le poids y est alors tel que la croute- sous-jacente s'est fracturée, donnant naissance à des failles, des grabens d'effondrement, des dorsales et d’autres structures tectoniques similaires.

Un second type de faille lunaire, les rainures rectilignes, regroupe les failles formées suite à une extension de la croute. Elles ressemblent fortement aux grabens et aux rifts observés sur Terre, avec un fond plat entouré par deux failles opposées. Mais elles ont une taille assez petite, ce qui signifie que les rainures rectilignes se sont formés non pas à cause d’une tectonique des plaques, mais sous l'influence de phénomènes locaux. L'extension est liée au volcanisme, preuve en est qu'une large minorité de rainures rectilignes est proche d'édifices volcaniques, que ce soit des dômes, des cônes ou des mers lunaires. Elles se formeraient suite à des infiltrations de magma dans les roches lunaires, similaires aux dykes terrestres, qui écarterait les roches lunaires en remontant vers la surface.

Les cratères d'impact et les réplétions[modifier | modifier le wikicode]

Les cratères d'impact sont monnaie courante sur les continents, plus rares sur les mers lunaires. On en trouve de toutes tailles, les plus petits faisant quelques mètres ou moins, alors que les plus gros cratères font plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre. Pour donner quelques chiffres, il existe plus de 300.000 cratères de diamètre supérieure au kilomètre, sur la face visible. Comme on l'a dit dans le chapitre sur les chutes d'astéroïdes, la forme du cratère dépend de sa taille : simple (bol renversé) pour les petits cratères, fond plat avec pic central pour les plus gros. Avec cependant une petite particularité : les cratères les plus gros ont un fond noyé par la lave. Les impacts qui ont donné les plus gros cratères étaient assez puissants pour briser la croute lunaire, ce qui a permis de remplir leur fond d'un lac de lave. Lac de lave qui s'est ensuite solidifié, ce qui explique pourquoi les grands cratères lunaires ont un fond plat (ou presque). Dans les cratères qui ont donné naissance aux mers lunaires, la lave a débordé du cratère, l'ensevelissant complètement. D'autres cratères ont aussi été ensevelis sous les mers lunaires alentours. On peut repérer ces cratères enfouis sur les enregistrements gravimétriques. Dans d'autres cas, les bords du cratère se sont brisés sous la pression de la lave, donnant naissance à un petit épanchement de lave, qui s'est répandu sur les pentes du cratère.

Illustration de la réplétion de la Mare Smithii. La topographie est illustrée en haut, alors que les mesures gravimétriques sont illustrées en bas de l'image. On voit que le cratère d'impact est associé à une bosse gravimétrique.

La croute lunaire est moins épaisse sous les cratères d'impact et qu'elle y est parfois absente ! Les données satellites montrent la présence d'anomalies gravitaires au-dessus de certains cratères, qui s'expliquent par des accumulations de matériaux denses auxquelles on a donné le nom de réplétions (le terme anglais est mascons). Elles sont composées d'un centre où l'anomalie gravitaire est maximale, entouré de cercles concentriques où la gravité alterne entre valeurs inférieures et supérieures à la normale. Leur forme, similaire à celle d'une onde, laisse penser qu'elles se forment suite à l'impact qui donne naissance au cratère, sous l'effet de l’onde de choc. Leur origine est vraisemblablement liée à des remontées mantelliques, induites par la déformation de la croute par l'onde de choc et par la formation du cratère d'impact. Plusieurs processus permettent d'expliquer la forme exacte des réplétions.

  • La remontée mantellique centrale est liée à la disparition de la matière sous le cratère d'impact proprement dit. Le creux laissé par le cratère d'impact est en quelque sorte remplit par la remontée du manteau sous-jacent. La croute étant amincie, elle pèse moins qu'avant sur le manteau, ce qui le fait remonter vers la surface pour rétablir l'équilibre isostatique. Cependant, la croute est rigidifiée par l’impact et par le remplissage du cratère. Elle forme une sorte de couvercle rigide qui empêche le manteau de remonter suffisamment pour rétablir l'équilibre isostatique. Il reste alors une anomalie gravitaire positive, signe que la remontée mantellique ne compense pas la perte crustale.
  • Le cercle concentrique autour de la remontée centrale s'explique par le déplacement de matière lunaire par les éjectas. L’impact fait fondre la matière lunaire et la disperse autour du cratère d'impact. La fusion des roches lunaires lors de l'impact, puis leur re-solidification, en augmente la densité. L'accumulation de cette matière densifiée autour du cratère amplifie la gravité tout autour, creusant le cercle de gravité supérieure qui entoure le cratère.
  • Les cercles concentriques plus éloignés s'expliquent par la propagation de l'onde de choc formée lors de l'impact. Suite à l'impact, l'onde de choc se propage dans la croute et la déforme. L'interface entre la croute et le manteau est aussi déformée par l'onde de choc, ce qui fait remonter le manteau dans les creux de l'onde, et le fait sous dans les bosses. Au bout d'un moment, l'onde de choc se dissipe et les mouvements du manteau vont stopper. Mais le manteau se déformant différemment de la croute, les vagues formées par l'onde de choc sur l'interface croute-manteau vont "se figer" et donner les mascons.
Anomalies gravitaires sous le cratère d'impact "bassin orientalis". On voit bien les cercles concentriques de la zone de réplétion.

Les roches lunaires : chimie et pétrographie[modifier | modifier le wikicode]

A la surface, les roches lunaires ont une composition chimique similaire à celle des roches terrestres, avec quelques variations idiosyncratiques assez significatives. La Lune a une densité très faible, d'environ 3,4, qui fait d'elle le satellite rocheux le moins dense. La faible densité de la Lune fait qu'elle a une très faible gravité, insuffisante pour conserver une atmosphère. L'absence de réactions géochimiques avec une atmosphère rend la chimie de la surface assez pauvre, nettement moins diversifiée que celle de la Terre. La chimie lunaire dépend principalement essentiellement du magmatisme et du volcanisme. La chimie de la croute lunaire n'a pas beaucoup évoluée depuis la formation de la Lune, si ce n'est sur sa surface, en raison du volcanisme. La surface a aussi évoluée suite à divers processus d'érosion, qui sont loin d'être négligeables sur la Lune, contrairement à ce qu'on pourrait croire. Dans ce qui suit, nous allons voir la chimie de la croute (dépendante du magmatisme) avant celle du sol lunaire, influencée par l'érosion spatiale.

La croute lunaire[modifier | modifier le wikicode]

Moon vs earth composition

A eux seuls, quatre types de minéraux constituent 98% de la croûte lunaire : l'olivine, les feldspaths plagioclases, les pyroxènes, et les oxydes. L'absence d'eau à la surface se retrouve dans les météorites lunaires et les échantillons d'Apollo : les roches lunaires n'ont pas de minéraux hydratés, comme on en trouve sur Terre. Les analyses géochimiques des échantillons ramenés par les missions Apollo et des météorites lunaires, ainsi que les observations spectroscopiques de la surface lunaire, montrent une grande différence entre la composition des mers lunaires et celle des continents. Les continents lunaires sont composés d'Anorthosites (une roche riche en Aluminium et en Calcium, mais pauvre en Fer, en Magnésium et en Titane), alors que les mers lunaires sont composées de basaltes. On trouve aussi des roches nommées Dunite, la Trocolite, Gabbro, Anorthosite alcalines, Norites, Gabbronorites, mais dans des proportions bien plus faibles que les basaltes et Anorthosites.

Les Anorthosites des continents se sont formées vers de 4,4 milliards d'années et sont donc la roche lunaire originelle, mais on ne peut pas en être vraiment sûr. Il faut dire que les nombreux impacts d'astéroïdes ont remodelé les roches lunaires, au point que les échantillons de roches primaires sont très rares, exceptionnels. Les roches lunaires sont presque toutes métamorphisées, refondues, fragmentées, choquées, etc. Ce sont des brèches, à savoir des roches formés de nombreux fragments rocheux agglomérés entre eux. Au niveau isotopique, les roches des continents lunaires sont enrichies en Europium et en Strotium, deux éléments chimiques assez rares, qui ont une affinité particulière pour les Feldspaths plagioclase.

Les mers lunaires sont composées de basaltes, semblables aux basaltes terrestres, mais qui ont une composition chimique légèrement différente : ils sont plus riches en FeO et TiO2, mais plus pauvres en Al2O3. Ils sont légèrement plus riches en olivines et pyroxènes que les terrains environnants, mais pauvres en Feldspath plagioclase. Au niveau isotopiques, les basaltes des mers lunaires sont appauvris en Europium et en Strotium, contrairement aux continents lunaires. Ces anomalies semblent complémentaires, ce qui tend à montrer que les basaltes des mers et les roches continentales se seraient formées à partir d'un même magma, qui se serait différencié, séparé en deux phases distinctes. Nous en reparlerons quand nous parlerons de l'évolution du manteau lunaire.

Suivant la mer en question, le basalte n'a pas la même composition : les observations dans l'ultraviolet et l'infrarouge ont identifié environ 13 types de basaltes différents sur les mers lunaires. Certains de ces basaltes sont inconnus sur Terre. Ces basaltes sont riches en potassium, phosphore, et en terres rares : on les appelle des basaltes KREEP. KREEP est l'abréviation de K - REE - P, qui veut dire : Potassium, Rare Earth Element, Phosphore. Ces basaltes KREEP sont localisés dans les mers Oceanus Procellarum et la Mare Imbrium, et ne se trouvent nulle part ailleurs. Cela se voit sur les cartes de la concentration en Thorium de la croûte lunaire.

Lunar Thorium concentrations

Beaucoup de basaltes lunaires possèdent des vides appelés vésicules, formées par des bulles de gaz "fossilisée" lors de la solidification de la roche. Les gaz en question ne devait pas différer fortement des gaz volcaniques terrestres, à quelques différences mineures. Ils devaient être composés en majorité de dioxyde de carbone, avec de faibles quantités de Soufre. Par contre, l'absence d'eau dans les roches unaires fait que ces gaz ne devaient pas contenir beaucoup de vapeur d'eau.

Échantillon de basalte lunaire ramené par les missions Apollo.

Le régolite lunaire[modifier | modifier le wikicode]

Composition of lunar soil

La surface de la Lune a été soumise à une érosion particulière, l'érosion spatiale, qui a formé un "sol" lunaire : le régolite. Celle-ci a donné naissance à un régolite constitué de plusieurs couches (de la moins profonde à la plus profonde) :

  • un mégarégolite composé de poussières et de particules très fines ;
  • une couche d'éjectas, des débris éjectés et déposés lors de gros impacts de météorites ;
  • une zone composée de blocs, avec des particules intercalées ;
  • une zone de fractures, formée par les impacts ;
  • la roche-mère, préservée des impacts.

Sa composition chimique est différente de celle des roches terrestres, non pas que les éléments chimiques soient différent, juste les proportions qui ne sont pas les mêmes. Le régolithe est très riche en Oxygène, comme les roches terrestres, mais est aussi riche Hydrogène, Hélium, Carbone, Azote, etc. Mais contrairement aux précédents, ces éléments ont été apportés sur la Lune de l'extérieur : ils viennent du vent solaire et sont de purs apports liés à l'érosion spatiale. A noter que le pole sud de la Lune est plus riche en Hydrogène que les mers et continents, ce qui est lié à la présence de glace à cet endroit. Mais rien de certain pour le moment. Outre ces éléments chimiques apportés de l'extérieur, le régolithe en métaux : Soufre, Fer, Magnésium, Manganèse, Nickel. Ces derniers sont présent dans les roches sous une forme oxydée, à savoir associés à de l'Oxygène. C'est surtout au niveau des mers que le régolithe est riche en métaux et en terres rares, preuve que des métaux étaient là dès la création de la Lune et sont arrivés en surface par le biais du volcanisme.

La sismologie lunaire et sa structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne de la lune.

Les missions Apollo 12, 14, 15 et 16 ont laissé des sismomètres sur la Lune, pour enregistrer les ondes sismiques des tremblements de Lune. Ces sismomètres ont fonctionné jusqu'en 1977, et ont enregistré 1800 impacts de météorites, 28 séismes de surface et plusieurs centaines de séismes profonds. L'analyse des données sismiques a été très utile aux planétologues et a principalement permis de connaitre l'intérieur de la Lune. Ils ont pour cela utilisé les mêmes techniques que les géologues, qui utilisent les séismes pour sonder l'intérieur de la Terre. Les données sismiques nous disent que la Lune est structurée en plusieurs couches, comme toutes les planètes telluriques. L'ensemble a une structure interne assez similaire à celle de la Terre : une croûte et un manteau de silicates, et probablement un noyau ferreux.

Les séismes lunaires se classent, selon leur profondeur, en trois grands types :

  • Les séismes de surface ont leur foyer dans la croûte (20 à 30 kilomètres de profondeur). Ils sont causés soit par des impacts de météorites, soit par le réchauffement de la croûte lorsque le jour revient (les journées durent 2 semaines sur la Lune).
  • Les séismes de profondeur intermédiaire proviendraient du refroidissement de la Lune. En refroidissant, les roches se contracteraient au point de casser, causant des séismes de forte ampleur. De tels séismes sont observés, avec une magnitude 4 à 5, même s'ils sont très rares.
  • Les séismes profonds (700 kilomètres de profondeur) sont plus rares et leurs mécanismes de déclenchement sont mal connus. On pense qu'ils sont dus aux marées, vu que ces séismes se déclenchent avec une régularité assez nette : tous les 27 jours pour un même hypocentre, sans compter les périodes de 206 et 6 ans liées aux marées (via la forme de l'orbite de la Lune). Chose étrange, ces séismes profonds proviennent d'un ensemble de 300 foyers tous situés dans la face visible : soit la face cachée est sismiquement inactive, soit quelque chose empêche les ondes de passer de l'autre côté de la planète (un noyau fluide est une bonne explication).
Localisation des séismes lunaires en fonction de leur profondeur, avec la structure interne de la Lune. On voit que les seismes profonds sont tous localisés du côté de la face visible, aucune source n'étant enregistrée du coté de la face cachée.

La croute lunaire[modifier | modifier le wikicode]

Dans l'ensemble, la structure de la croute est la suivante :

  • Les premières centaines de mètres, composées de gravats, laissent bien passer les ondes sismiques.
  • A moins d'un kilomètre de profondeur, les ondes sismiques ralentissent lors du passage du régolithe à la croute.
  • Entre 1 à 20 kilomètres de profondeur, la vitesse des ondes sismiques indique qu'elles traversent un matériau basaltique. La vitesse augmente doucement avec la profondeur, ce qui indique que le basalte voit sa densité augmenter progressivement avec la profondeur.
  • De 20 à 60 kilomètres, les ondes sismiques traversent une couche riche en Anorthosite, la roche qui compose les continents lunaires.
  • Plus profondément, la croute laisse place au manteau et la zone de transition est assez brutale.

Le manteau lunaire[modifier | modifier le wikicode]

L'étude du manteau provient essentiellement de l'analyse des séismes lunaires et des roches profondes exhumées. Il est presque certain que le manteau est riche en Fer et en Magnésium. Au niveau des minéraux, le manteau lunaire doit essentiellement être constitué de Pyroxène et d'Olivine. L'ensemble a une composition chimique et minéralogique assez similaire à celle de la Terre et des autres planètes telluriques.

Il est supposé que le manteau est presque intégralement solide et cassant, avec cependant une incertitude quant au manteau profond, qui pourrait être liquide. L'étude des ondes sismiques ne donne pas de résultats clairs et nets, à l'heure où j'écris ces lignes. Les analyses des données Apollo semblent indiquer la présence d'une discontinuité sismique à 500 kilomètres de profondeur. Une autre discontinuité existerait vers 580 kilomètres de profondeur : en dessous, le manteau serait partiellement fondu, donnant un océan de magma. Mais les études plus récentes ne sont pas aussi affirmatives : certaines valident les premières analyses, d'autres donnent des résultats contradictoires et arrivent à expliquer les données sismiques sans avoir besoin du moindre océan de magma. Certaines ne retrouvent même pas la discontinuité des 500 kilomètres. Pas de consensus, donc.

Le noyau lunaire[modifier | modifier le wikicode]

L'existence du noyau central est encore hypothétique, divers indices n'étant pas vraiment compatible avec son existence, tandis que d'autres s'expliquent mal sans lui. D'un coté les données sismiques et l'existence du champ magnétique vont dans le sens d'un noyau ferreux, de l'autre la densité de la Lune pose problème. La densité de la Lune est presque identique à la densité de ses roches de surface : 3,34 pour la Lune, contre 3,3 pour les roches de surface. Cela indique que la Lune n'a pas de noyau, ou alors que celui-ci est très petit. En tout cas, on sait que si le noyau lunaire existe, il est très petit et ne dépasse pas les 700 kilomètres de diamètre.

Pourtant, les magnétomètres des missions lunaires montrent que la Lune a un faible champ magnétique qui semble provenir de l'aimantation de la croûte. Une hypothèse est que ce champ magnétique est le vestige d'un ancien champ magnétique, fossilisé dans les roches lunaires lors de la solidification de la croute. Si c'est vrai, cela signifie que la Lune dispose bien d'un noyau, mais la petite taille du noyau semble incompatible avec la valeur mesurée du champ magnétique. Une hypothèse alternative dit que le champ rémanent s'est formé par "mémorisation" de champs magnétiques transitoires, qui surviennent lors d'impacts de météorites.

L'histoire géologique de la Lune[modifier | modifier le wikicode]

Comme dit plus haut, les roches lunaires et terrestres sont similaires sur les plans chimiques et isotopiques. Cette ressemblance dans les compositions chimiques et isotopiques laisse à penser que la Lune se serait formée suite à un gigantesque impact de météorite sur Terre. L'impact aurait soufflé une portion importante du manteau terrestre dans l’espace les débris s'étant ensuite agglomérés pour former la Lune. Cela expliquerait pourquoi la Lune est pauvre en Fer et en métaux : l'impact n'a pas touché le noyau et n'a donc pas propulsé de métaux dans l’espace. L’astéroïde qui s'est écrasé sur la proto-Terre est appelé Theia, aurait une masse proche de 20 % de la masse terrestre actuelle, et son orbite aurait été proche de celle de la Terre. La théorie la plus en vogue suppose que Theia se serait formé sur un point de Lagrange, avant de se rapprocher progressivement de la Terre par vagues successives, jusqu'à s'écraser sur Terre 20 millions d’années plus tard.

BigSplashFrench
Formation de la Lune par impact.

La séparation de la croute et du manteau[modifier | modifier le wikicode]

Durant sa jeunesse, la Lune a été chauffée par les impacts de météorites et par la désintégration d’éléments radioactifs. Elle a ainsi été complètement fondue, formant une grosse boule de magma. Mais cet océan de magma a finit par se solidifier progressivement, donnant naissance à la croute et au manteau lunaire. Les premiers minéraux solides qui se sont formés ont été l'olivine, les pyroxènes, les feldspaths plagioclase et de l'orthopyroxène, suivis par quelques minéraux annexes. Il se trouve que ces minéraux sont plus denses que le magma qui leur a donné naissance, à une exception : les feldspaths plagioclase. Ils ont donc sédimentés vers la base du manteau, laissant les feldspaths plagioclase flotter sur l'océan de magma, et donnant naissance à la croute. Le résultat est un manteau riche en pyroxènes (ortho et clino-pyroxènes) et en olivine, surmonté par une croute d'anorthosite.

Séparation du manteau et de la croute lunaire.

La croute lunaire s'est formée ainsi lors de la solidification de la Lune, quand l'océan magmatique lunaire s'est différencié. Sachant que le même mécanisme a eu lieu sur toute les planètes telluriques, Terre incluse, on peut se demander pourquoi la Lune est la seule à avoir une croute d'anorthosite. La Terre, Mars, Venus, et de nombreux autres corps telluriques, ont une croute primordiale basaltique, pauvre en Feldspaths plagioclase. Une des raisons tient dans la faible gravité de la Lune, qui est 80 fois plus faible que celle de la Terre. De ce fait la pression n'augmente pas trop avec la profondeur, contrairement à ce qu'on observe sur les autres corps telluriques plus massifs. Cela permet à certains minéraux de se former à des profondeurs importantes, alors que ce n'est pas le cas sur Terre : du feldspaths plagioclase a pu se former sur la Lune car la pression dans le manteau était assez faible, là où la pression du manteau terrestre l'interdit. Ainsi, le feldspath peut se former sur Terre jusqu'à 30 kilomètres de profondeur, alors qu'on en trouve jusqu’à 180 kilomètre de profondeur dans le manteau lunaire. Autant dire que la Lune a eu suffisamment de place pour former assez de plagioclase pour sa croute, là où les autres corps telluriques n'ont pas eu cette chance. On estime que si la Terre avait pu former une croute d'anorthosite primaire, celle-ci aurait été 6 fois épaisse que celle de la Lune.

De plus, les conditions de température et de pression différentes ont fait que les minéraux ont cristallisés dans un ordre différent : sur Terre, les clinopyroxènes ayant cristallisés en premier, suivis par l'olivine, puis enfin par les plagioclases. Sur Terre, les pyroxènes et l'olivine ont cristallisés en premier, accompagnés par du grenat. Ces minéraux, plus denses, ont coulés au fond de l'océan de magma pour s'accumuler au fond du manteau liquide. Le manteau supérieur s'est alors enrichi d'un magma pauvre en grenat, olivines et pyroxènes, alors que le manteau inférieur s'en est enrichi. L'anorthosite ne s'est pas formée en grandes quantités et n'a pas pu s'accumuler au point de former une croute solide. A la place, la surface de l'océan de magma s'est solidifiée avant même la ségrégation des plagioclase vers la surface. Ce scénario est cependant approximatif et sa validité dépend fortement de la vitesse de refroidissement de la croute et de la présence d'eau à la surface de la Terre. L'eau a en effet pût permettre une altération précoce des roches crustales, les rendant moins denses que l'océan de magma, avant ou pendant la ségrégation. Toujours est-il que la composition chimique de la première croute est assez mal connue à l'heure actuelle, et que de nombreuses incertitudes ruinent notre connaissance de la formation de la croute terrestre. Mais revenons à la croute lunaire.

La croute lunaire a évoluée après sa formation, en raison de la formation des mers lunaires et d'intrusion magmatiques. Passons sur le second point, qui veut que du magma mantellique se soit infiltré dans la croute et aie donné naissance à grand nombre de plutons et d'intrusions granitiques (oui, on trouve des granites sur la Lune). Ce mécanisme n'est pas bien différent de ce qu'on observe sur Terre, à la différence près que la gravité plus faible de la Lune doit faciliter ce mécanisme, et que sa faible chaleur interne aie limité la durée de ce mécanisme aux premiers milliards d'années de son existence. La formation des mers lunaires a eu une importance bien plus grande sur la croute lunaire.

Les basaltes des mers ont une origine mantellique, et sont donc tirés de la fusion d'un résidu d'olivine et de pyroxènes. Les basaltes KREEP se sont formés vers la fin de la solidification de la Lune, quand l'océan de magma était presque totalement solidifié. Ils se sont formés entre la croute de Feldspath et le manteau riche en Pyroxènes, par un mélange entre les magmas de la croûte et du manteau profond. Les KREEP sont ensuite remontés en surface suite à divers impacts de météorite, par excavation de la croute qui a mis à nu les roches mantelliques de type KREEP. C'est pour cela qu'on les trouve surtout dans l'Oceanus Tempestus, le cratère d'Aitken du pôle sud et quelques autres cratères d'impact.

On peut noter que cela explique pourquoi les mers lunaires sont pauvres en Europium et Strontium, alors que les continents en sont enrichis. Europium et Strontium ont une affinité particulière pour les feldspaths plagioclase, qui sont naturellement enrichis en ces deux éléments chimiques. Lors de la séparation de la croute du manteau, Europium et Strontium se sont retrouvés dans la croute des continents, en même temps qu'ils quittaient le manteau pour la croute. Le résultat est donc un manteau pauvre en Europium et Strontium et une croute enrichie.

L'évolution géologique après la formation de la croute[modifier | modifier le wikicode]

Une fois la croute solidifiée, la chaleur a été la source du volcanisme lunaire. Cependant, la Lune était beaucoup plus petite que la Terre. En conséquence, elle contenait beaucoup moins d’éléments radioactifs : ce stock s'est rapidement épuisé, et la production de chaleur a rapidement diminuée. Le manteau de la Lune a donc refroidit assez rapidement. La tectonique des plaques n'a pas eu le temps de se mettre en place, et le manteau a rapidement solidifié dans sa partie supérieure. Depuis, la Lune est un astre géologiquement mort. Cela explique pourquoi le volcanisme de la Lune est assez ancien, alors que le volcanisme terrestre est toujours très actif.


Les satellites de Jupiter

Satellites galiléens.

Jupiter a un grand nombre de satellites : 69 en tout ! Certains ont naturellement été étudiés plus que les autres, notamment les premiers découverts. Galilée a identifié les premiers satellites de Jupiter, qui sont aujourd'hui nommés satellites galiléens en son honneur. Ces quatre satellites sont Io, Europe, Ganymède et Callisto. Ce chapitre leur est exclusivement dédié. Il faut dire que les autres satellites sont des petits corps sans particularités, très proches d’astéroïdes. Tel n'est pas le cas des satellites galiléens, qui ont une géologie des plus riches qui soit. Entre le volcanisme extrême de IO, la tectonique glacée d'Europe et Ganymède, leurs champs magnétiques et leur structure interne des plus originales, ces satellites valent clairement le détour.

Ces satellites ont des structures internes différentes : IO est un satellite purement tellurique, Callisto est un corps homogène de glaces et de roches, et Europe et Ganymède sont des "planètes océan" recouvertes par de la glace par un océan ou des glaces d'eau, avec une banquise de glace qui recouvre toute la planète. La densité des satellites diminue avec leur distance à Jupiter, ce qui traduit le fait que les satellites proches sont riches en silicates, tandis que les lointains sont riches en eau et en glaces. On peut parfaitement faire l'analogie avec le système solaire : les planètes proches sont silicatées alors que les corps telluriques lointains sont riches en glace/eau. Cette observation semble indiquer que les satellites galiléens se sont formés autour de Jupiter, et qu'ils n'ont pas étés capturé par la gravité de Jupiter.

Résonance gravitationnelle des satellites galiléens.

Les trois premiers satellites, Io, Ganymède et Europe, sont en résonance gravitationnelle. Cela veut dire que lorsqu'un satellite fait un tour, un autre satellite en fera deux ou trois autres. La résonance gravitationnelle a lieu quand un satellite fait N tours d'orbite quand un autre en fait M. Dans le cas des satellites galiléens, Io fait un tour quand Ganymède en fait 2 et quand Europe en fait 3. Cette remarque est très importante pour comprendre l'évolution de certains satellites, comme on le verra plus tard. En outre, les satellites ont une orbite légèrement elliptique. Les effets de marées assez intenses engendrés par Jupiter et cette configuration d'orbites, a en effet des conséquences sur la chaleur interne des satellites concernés. Pour faire simple, les effets de marée interagissent avec l'orbite elliptique : il se produit une déformation globale des satellites lors du parcours de leur orbite. Ces effets de marée engendrent des frictions dans le manteau des satellites, ce qui dissipe de la chaleur. L'effet plus important sur IO que sur les autres satellite, IO étant le satellite le plus proche de Jupiter. La puissance dissipée par ces effets de marée est 200 fois plus importante que la radioactivité interne de IO. Il va de soi que cela fait fondre une grande partie de son manteau et cause un volcanisme particulièrement important.

Callisto[modifier | modifier le wikicode]

Surface de Callisto.

Callisto est le satellite galiléen le plus éloigné de Jupiter. Sa surface est extrêmement cratérisée montre qu'aucun processus de renouvellement crustal n'est en place : pas de volcanisme, pas de tectonique des plaques, rien. Les forces de friction interne liées aux marées sont faibles, si ce n'est inexistantes. La raison à cela est que Callisto n'est pas en résonance orbitale avec les autres satellites, sans compter qu'il est assez éloigné de Jupiter. N'étant pas chauffé comme les autres satellites, Callisto n'a pas pu fondre et se différencier. En résumé, ce satellite est supposé être partiellement différencié et n'a plus du tout de chaleur interne.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Sa structure interne est composée d'un noyau de silicates avec assez peu de Fer mêlé dans les roches, recouvert par une couche de roches glacées. La couche de roches glacées est asse épaisse, ce qui fait que la pression varie beaucoup selon la profondeur. Les cristaux de glace vont prendre des formes différentes selon cette pression, et donc selon la profondeur. La couche de glaces est donc subdivisée en plusieurs couches, dont les systèmes cristallins sont différents : glace hexagonale en surface, monoclinique en dessous, suivi par une couche de glace tétragonale et enfin une dernière couche de glace cubique. Le schéma ci-dessous montre la structure interne la plus probable de Callisto.

Intérieur partiellement différencié de Callisto.

Ganymède[modifier | modifier le wikicode]

Surface de Ganymède. Cette image montre bien le contraste en zones claires et sombres.
Ganymed Earth Moon Comparison

Ganymède est le plus gros des satellites du système solaire, ce qui signifie qu'il est bien plus gros que la Lune. Avec son diamètre de 5260 km, il se paie même le luxe d'être plus gros que la planète Mercure. Cependant, sa masse reste inférieure à celle de Mercure. Précisément, la masse de Ganymède est égale à 45% de la masse de Mercure. On devine rapidement que sa densité doit être lus faible que celle de Mercure, et c'est le cas : la densité de Ganymède est d'un peu moins de 2, contre plus du double pour Mercure. Cela indique que Ganymède n'est pas composée que de roches, mais doit aussi être composé d'une substance plus légère, supposée être de l'eau. Cette supposition vient de l'analyse spectroscopique de la surface de Ganymède, qui est compatible avec la présence de glaces d'eau sur toute la surface du satellite.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Avec ces résultats, on peut déduire que la structure interne de Ganymède est semblable à celle de Callisto, à savoir une planète tellurique recouverte d'eau liquide et de glaces. Il est supposé que la partie tellurique du satellite soit semblable à celle de la Terre. L'existence d'un manteau et d'un noyau est propre à tout corps tellurique de taille suffisante, aussi elle ne peut pas porter à controverse. L'existence d'une portion liquide dans le noyau est justifiée par le champ magnétique de Ganymède. Ganymède possède en effet un faible champ magnétique, qui ne peut se former que si le noyau est partiellement liquide.

Au-dessus de la portion tellurique, on trouve des glaces, et potentiellement de l'eau liquide. La couche de glaces est asse épaisse, et est donc structurée comme celle de Callisto, en quatre couches dont le système cristallin dépend de la pression. Des glaces hexagonales de faible pression se forment en surface, avant de former des couches de glaces monocliniques, tétragonales puis cubiques. L'étude du moment d'inertie de la planète semble indiquer qu'une bonne partie de la portion aqueuse de la planète est liquide, suffisamment pour former un océan d'eau liquide. Vu que la surface est composée de glaces d'eau solides, les scientifiques supposent que l'océan liquide serait intercalé entre deux couches de glaces solides, entre la couche hexagonale et la couche monoclinique.

Structure interne de Ganymède.

Surface[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Ganymède montre un contraste saisissant entre des zones sombres et des zones claires. Les zones sombres sont fortement cratérisées, et donc anciennes, sans traces de tectonique. Par contre, les zones claires sont faiblement cratérisées, et donc plus jeunes, sans compter qu'elles sont parcourues de sillons, de dorsales, de rainures, et autres traces de tectonique. Les mesures de datation par comptage de cratères donnent un âge de 4 milliards d'années pour les zones sombres, tandis que les zones claires sont nettement plus jeunes. La surface du satellite a donc été renouvelée par des processus encore mal connus, qui ont remodelé sa surface glacée. Sur les zones claires, on observe de gigantesques sillons de grande taille, à l'origine incertaine. Les cratères d'impact sont fréquents sur l'ensemble de la surface du satellite. On trouve même des chaines de cratères à certains endroits bien précis. Celles-ci se forment quand une météorite se disloque avant de s'écraser.

Sillon Uruk.
Chaine de cratères.

Magnétosphère[modifier | modifier le wikicode]

Localisation des aurores sur Ganymède.

Comme dit plus haut, Ganymède possède une magnétosphère de faible intensité composée d'un champ magnétique permanent secondé par un champ transitoire dont l'intensité varie selon la proximité de Jupiter. L'origine du champ permanent est énigmatique, même si les chercheurs ont quelques pistes. Certains chercheurs ont supposé une aimantation rémanente du manteau, mais cette explication a quelques défauts : non seulement celle-ci requiert des conditions fortement improbables, avec un champ initial de 30 000 nT, mais elle échoue à expliquer le caractère dipolaire du champ magnétique. On est donc obligé de reprendre l'explication habituelle : la convection d'un noyau liquide sur une planète en rotation. Certains chercheurs supposent une convection de la couche d'eau liquide, qui aurait un caractère conducteur. Mais cela demanderait des courants de convection très rapides, proches du mètre par seconde, qu'il est actuellement impossible d'expliquer. L'explication la plus crédible est celle qui implique une convection du noyau ferreux. Mais sa convection est difficile à expliquer : on ne voit pas pourquoi le noyau serait encore liquide, d'où viendrait la chaleur interne. Mais c'est le mécanisme le plus crédible pour expliquer ce champ.

L'origine du champ transitoire est nettement mieux comprise. Ce champ transitoire est un champ dit induit, causée par le champ magnétique de Jupiter. Pour simplifier, Ganymède doit contenir un matériau conducteur, qui s'aimante quand il est exposé au champ magnétique de Jupiter. La nature du matériau conducteur d'électricité est assez simple : il s'agit de l'océan d'eau liquide sous la surface de Ganymède. Celui-ci doit contenir des électrolytes, surement du sel, le rendant conducteur. L'interaction entre vent solaire et magnétosphère Ganymédienne fait que des aurores polaires se forment régulièrement. Cependant, en raison de la forme du champ magnétique de Ganymède (fortement liée au champ magnétique de Jupiter), ces aurores sont situées à des latitudes assez basses, loin des pôles.

Europe[modifier | modifier le wikicode]

Photographie de la surface d'Europe.

La surface d'Europe et de Ganymède n'est pas la même, Europe ayant quelques propriétés assez idiosyncratiques. Il en est de même avec la structure interne, qui est similaire à celle de Ganymède. La surface d'Europe est très peu cratérisée, ce qui indique un renouvellement intense de sa surface. La faible quantité de cratères ne permet cependant pas de dater sa surface facilement, d'autant plus que l'on ne connait pas bien la fréquence des impacts sur Europe. Il est supposé que la surface d'Europe aurait quelques millions d'années, guère plus.

Structures de surface[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Europe est particulièrement fracturée, les fractures prenant la forme de lignes rougeâtres en forme de fissures. Ces fissures rougeâtres sont appelées des lineae. Les planétologues ont rapidement fait le rapprochement entre ces structures et les fissures dans la banquise terrestre. Leur origine est supposée provenir des forces de marées de Jupiter, qui seraient à l'origine de tensions dans la croute de glace et aient fracturé la surface.

Des dômes et bosses sont assez courants à la surface de Europe et se formeraient suite à la remontée de glaces chaudes par des mouvements de convection dans la couche glacée.

Terrains chaotiques d'Europe.

Certaines portions de la surface montrent des terrains chaotiques, où des plaques de glace semblent se chevaucher, s'encastrer les unes dans les autres, se superposer, etc. Là encore, on peut faire le rapprochement avec la banquise terrestre, dans les portions les plus chahutées par les courants. Pour expliquer ces structures, les scientifiques supposent qu'il existerait une tectonique des plaques sur Europe. L'existence de cette tectonique des plaques expliquerait pourquoi Europe a si peu de cratères à sa surface : ils auraient été effacés par le renouvellement des plaques tectoniques. Il s'agit cependant d'une tectonique des plaques bien particulière, vu que sa croute est faite de glaces ! Les lineae seraient des lignes de contact de plaques tectoniques glacées. Cette tectonique serait liée à des mouvements de convection dans les couches sous-jacentes.

Illustration de la probable tectonique des plaques sur Europe.

Enfin, on voit des traces de volcanisme à base d'eau, aussi appelé cryovolcanisme. Celui-ci prend la forme d'épanchements d'eau liquide à la surface d'Europe, qui proviennent de poches d'eau liquide coincées dans la croute de glaces. Des fissures permettent à l'eau liquide de ces poches de s'épancher à la surface ou de former des geysers d'eau liquide. La chaleur nécessaire pour former les poches d'eau peut provenir autant des forces de marées que de la chaleur des roches d'Europe.

Cryovolcanisme.


Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Le satellite Europe est assez similaire à Ganymède, avec cependant quelques différences. Leur structure interne est vaguement similaire : les deux sont des corps telluriques, recouverts de glaces et d'eau liquide. Cependant, la glace est beaucoup moins épaisse, ce qui fait qu'elle perd sa structuration en couches de cristallinité différente. La couche d'eau liquide serait aussi plus épaisse et n'est pas intercalée entre deux couches de glaces. Cependant, il se pourrait que cette eau soit en réalité solide, les observations pouvant aussi s'expliquer par de la glace peu visqueuse. Des observations laissent penser que la couche de glace de surface surmonte un océan liquide, à moins qu'il ne s'agisse d'une couche de glace facilement déformable. Les cratères d'impact donnent des indices sur la profondeur de la croute de glace. Les scientifiques savent que sous la croute de glace cassante, on doit trouver une couche plus facilement déformable, au caractère dit plastique/ductile. On ne sait pas si cette couche est composée d'eau liquide ou de glaces "molles", les observations sur les cratères n'étant pas concluantes, mais on sait que la croute de glace cassante n'est pas très épaisse. Certains cratères sont entourés de fissures d'effondrement concentriques (des grabens circulaires emboités), qui ne peuvent traverser que la portion cassante du satellite (la croute, donc) et s'arrêtent au niveau de la couche ductile. Les estimations donnent une croute cassante d'une profondeur de quelques kilomètres : entre 4 et 2 selon l'endroit. En dessous, l'intérieur du satellite devient plastique, ductile, visqueux. Pour résumer le cas le plus probable, Europe est un corps tellurique différencié, recouvert d'un océan d'eau liquide, avec une couche de glace à leur surface.

Structure interne de Europe.

IO[modifier | modifier le wikicode]

Panache volcanique sur IO.
Patera.

Io est un satellite purement tellurique avec une forte activité tectonique et volcanique. Comme dit plus haut, l'activité géologique est causée par les forces de marée de Jupiter, qui chauffent le manteau d'IO. La totalité de la croûte d'Io est renouvelée régulièrement, d'où l'absence quasi totale de cratères à sa surface. Ce recyclage crustal est causé par une activité volcanique intense, avec de nombreux volcans. Chose intéressante, les volcans d'IO crachent une lave riche en soufre, ce qui explique la belle couleur jaune/orange de la surface d'IO (causée par la forte teneur en soufre des roches de surface). Son atmosphère est essentiellement peu épaisse et intégralement composée de composés soufrés crachés par les volcans.

Le volcanisme d'IO[modifier | modifier le wikicode]

On y trouve des volcans boucliers et des épanchements fissuraux de lave, la particularité d'Io étant des volcans dont les éruptions causent des panaches de grande altitude en forme de parapluies. Certaines éruptions volcaniques se traduisent par des épanchements de lave de grande dimensions, qui sortent des volcans boucliers, aussi bien des caldeiras que de leurs flancs. Elles sont de courte durée mais émettent de grandes quantités de lave. Lors de ces éruptions, des fontaines de lave sont émises par une fissure, d'une manière similaire aux éruptions fissurales sur Terre. D'autres éruptions volcaniques sont plus explosives, expulsant des cendres et des morceaux de lave à grande altitude. Elles créent de gigantesques panaches de soufre, forme de parapluie. Ceux-ci sont composés de soufre ou de dioxyde de soufre. Ils se forment lors d'une éruption volcanique, plus rarement à parti de lacs de lave, par projection de petits ejectats et de gaz depuis la lave.

Beaucoup de volcans d'Io ressemblent aux caldeiras terrestres, mais il n'est pas certain que ces structures se forment avec le même mécanisme. Pour lever cette ambiguïté, ces structures sont appelées des pateras. La plus grande est la patera Loki, d'un diamètre de 202 kilomètres. Ces dépressions volcaniques sont souvent le lieu d'éruptions volcaniques, qui remplissent totalement ou partiellement la patera. Des lacs de lave peuvent remplir les pateras, certaines survivant durant plusieurs années. Le centre de ces lacs de lave est généralement clair et jaune comme de la lave soufrée solidifiée, contrairement aux bords plus sombres. Il est soupçonné que les lacs de lave seraient parcourus de courants de convection, la croûte de surface solide craquant sur les bords du lac de lave, exposant la lave liquide sombre.

La tectonique d'IO[modifier | modifier le wikicode]

Outre son activité volcanique, IO a aussi une tectonique encore active. Mais attention, il n'y a pas de tectonique des plaques sur IO, comme sur les autres planètes sur système solaire. La tectonique sur IO se