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Planétologie

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Le 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).

Illustration du système solaire.

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

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.

Type d'astre	Nombre dans le système solaire
Petit corps	Plus de 175
Planète naine	5 : Cérès, Pluton, Charon, Éris, Makémaké et Haumea.
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

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

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 transneptuniens 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

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 corps 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.

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.

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

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

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. À 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 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

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 ${\ce {H2}}$ (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.

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
Nébuleuse très chaude/ionisée	Nébuleuse en émission	Résidus d'étoiles mortes

Les nuages moléculaires

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.

L'hydrogène des nuages moléculaires

Comme dit plus haut, ces nuages moléculaires sont tous composés en majorité d’hydrogène, qui se condense en molécules de dihydrogène (formule chimique H2). La formule chimique de la réaction est la suivante :

{\ce {H + H -> H2}}

Cette réaction chimique ne se produit véritablement que sous certaines conditions bien précises. Si ces conditions ne sont pas réunies, la réaction ne se produit pas spontanément dans un gaz d'hydrogène pur.

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) !
Deuxièmement, 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.

Néanmoins, il est aujourd'hui admis que la réaction ${\ce {H + H -> H2}}$ est facilitée par la présence de particules solides dans le nuage moléculaire. En effet, un nuage moléculaire ne contient pas que du gaz, mais contient aussi de petites particules solides, composées de roches ou de glaces, appelées des "grains". Et ces grains jouent un grand rôle dans la formation du dihydrogène dans les nuages moléculaires. En soi, ce n'est pas étonnant et de nombreuses réactions chimiques sont facilitées par la présence d'impuretés, y compris des réactions d'application industrielle. Ici, les grains font office d'impuretés qui facilitent la formation de dihydrogène. L'hydrogène interagit avec les grains et se colle à leur surface, il y reste fixé et on dit qu'il est adsorbé. Or, les molécules adsorbées peuvent réagir plus facilement, elles sont plus disponibles pour certaines réactions chimiques. C'est justement le cas pour la réaction ${\ce {H + H -> H2}}$ , qui est grandement facilitée quand un des atomes d'hydrogène est adsorbé. Les grains solides font donc office de catalyseur, de facilitateur de cette réaction chimique.

La chimie des nuages moléculaires

La chimie des nuages moléculaires est assez complexe et n'implique pas que de l'hydrogène. En effet, les nuages moléculaires sont certes majoritairement composés d'hydrogène, mais ils contiennent aussi de l'hélium et d'autres éléments chimiques divers. Et tous ces éléments chimiques réagissent ensemble à l'intérieur du nuage, ce qui forme des molécules plus ou moins complexes. Ces réactions sont certes ralenties par le fait que le nuage moléculaire est froid et peu dense, ce qui ralentit les réactions chimiques. Mais c'est oublier le rôle du rayonnement des étoiles et des rayons cosmiques.

La lumière et les particules énergétiques qui traversent le nuage ont assez d'énergie pour casser les molécules du nuage, ce qui permet d'enclencher certaines réactions chimiques. Le rayonnement et les rayons cosmiques ont pour effet principal d'ioniser les molécules, de leur arracher un ou plusieurs électrons. Les ions formés vont ensuite réagir avec d'autres ions, ou avec des molécules non-ionisées. Typiquement, l'ionisation donne naissance à des ions dihydrogène ${\ce {H2+}}$ , des ions hydrogène ${\ce {H+}}$ , des ions oxygène ${\ce {O+}}$ , des ions carbone ${\ce {C+}}$ et des ions azote ${\ce {N+}}$ . Les électrons arrachés aux atomes peuvent se recombiner immédiatement avec un ion, pour donner un atome non-ionisé, mais ils peuvent aussi partir se balader dans la nébuleuse et se recombiner plus tard, voire jamais.

{\ce {H2 + {photon}-> H2+ + e}}

(photoionisation du dihydrogène)

{\ce {H + {photon}-> H+ + e}}

(photoionisation de l'hydrogène)

{\ce {O + {photon}-> O+ + e}}

(photoionisation du de l'oxygène)

{\ce {C + {photon}-> C+ + e}}

(photoionisation du carbone)

{\ce {N + {photon}-> N+ + e}}

(photoionisation de l'azote)

La formation d'eau est gouvernée par une suite de réactions chimiques qui commence avec la photo-ionisation du dihydrogène, à savoir le fait que le dihydrogène est cassé en deux par le rayonnement cosmique. S'ensuit alors une série de réactions chimiques dont le produit final est l'eau. Une suite de réactions chimiques similaire donne naissance à du ${\ce {CO}}$ et du ${\ce {CO2}}$ . Voici la suite de réactions en question :

{\ce {H2+ + H2 -> H3+ + H}}

{\ce {H3+ + O -> OH+ + H2}}

{\ce {OH+ + H2 -> H2O+ + H}}

{\ce {H2O+ + H2 -> H3O+ + H}}

{\ce {H3O+ + H -> H2O + H}}

La synthèse du méthane est quant à elle le résultat des réactions suivantes. D'autres hydrocarbures plus complexes peuvent se former à partir de réactions entre le méthane et le dihydrogène, mais nous ne les montrerons pas ici.

{\ce {C+ + H2 -> CH2+ + {photon}}}

{\ce {C + H3+ -> CH+ + H2}}

{\ce {CH+ + H2 -> CH2+ + H}}

{\ce {CH2+ + H2 -> CH3+ + H}}

{\ce {CH3+ + H2 -> CH5 + {photon}}}

{\ce {CH5 + e -> CH4 + H}}

Enfin, la synthèse de nitrates se fait grâce aux réactions suivantes :

{\ce {N+ + H2 -> NH+ + H}}

{\ce {NH+ + H2 -> NH2+ + H}}

{\ce {NH2+ + H2 -> NH3+ + H}}

{\ce {NH3+ + H2 -> NH4+ + H}}

{\ce {NH4+ + e -> NH3 + H}}

Ces trois réactions seront utiles dans le chapitre sur les atmosphères planétaires. En effet, les atmosphères des planètes se sont formées à partir des gaz du nuage moléculaire. Comprendre la chimie des nuages moléculaires est donc primordial pour comprendre la composition des atmosphères planétaires.

La fragmentation de la nébuleuse primordiale

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

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 $E_{p}$ et son énergie cinétique $E_{c}$ valent : $E_{p}\propto -{\frac {GM^{2}}{R}}$ et $E_{c}\propto n_{a}KT\propto KT{\frac {M}{m_{a}}}$ L'énergie totale du système est donc, en négligeant les coefficients de proportionnalité : $E_{t}\propto KT{\frac {M}{m_{a}}}-{\frac {GM^{2}}{R}}$ 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 : $KT{\frac {M}{m_{a}}}={\frac {GM^{2}}{R}}$ Quelques simplifications algébriques donnent : $KT{\frac {1}{m_{a}}}{\frac {R}{G}}=M$

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

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

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

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 deux phases : une première phase opaque précède une phase lumineuse.

Au tout début, la protoétoile est entourée d'un nuage de poussières et de gaz assez dense, qui tourbillonne autour de l'étoile. Il provient essentiellement de la nébuleuse primordiale, dont les restes entourent l'étoile. À cette étape, le rayonnement de l'étoile n'est pas suffisant pour dissiper le nuage de gaz alentour. Le nuage 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 nucléaires s'enclenchent 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

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. À 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

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. 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. À cause de ces deux processus, un disque protoplanétaire se forme, au niveau de l'équateur de l'étoile. Ce disque est une ébauche de système solaire, dans le sens où il donnera naissance aux planètes et autres petits corps qui subsisteront autour de l'étoile centrale. Divers processus vont en effet condenser ce nuage de gaz en un tas de petits corps solides, dont la plupart s'aggloméreront pour donner naissance aux planètes et astéroïdes.

Pour comprendre comment le disque protoplanétaire se condense, il faut faire appel à la physique. Les scientifiques disposent de modèles très évolués pour décrire l'évolution des disques protoplanétaires, mais les grandes lignes sont cependant assez simples à comprendre. L'évolution du disque commence à petite échelle, où les lois de la chimie s'appliquent. Le comportement de la matière est alors déterminé par la température, la pression et d'autres paramètres chimiques simples. Pour simplifier, le disque refroidit peu à peu, ce qui fait que son gaz se condense : une partie va se solidifier, tandis que le reste restera du gaz. La portion solide va donner des particules solides, de petites poussières microscopiques. Le mélange de gaz et de particules solides forme un aérosol, dont l'évolution est décrite par les loi de l'aérodynamique et de la physique des matériaux. Par la suite, les particules solides s’agglomèrent et se regroupent, pour former des cailloux, puis des astéroïdes, et enfin des planètes. Quand les cailloux deviennent assez gros, le comportement du disque est gouverné par la gravité, seule force à agir à grande échelle.

La température du disque

Si le disque évacue rapidement sa chaleur originelle, il va cependant être alimenté en énergie thermique par divers processus physiques. En premier lieu, il est chauffé par le rayonnement de l'étoile centrale. Le disque protoplanétaire est partiellement opaque, ce qui fait qu'il absorbe progressivement la lumière qui lui parvient. Et tout solide qui absorbe de la lumière chauffe un peu, en transformant l'énergie lumineuse du rayonnement absorbé en énergie thermique. Ce phénomène est suffisant pour chauffer le disque à plusieurs dizaines, voire centaines, de degrés. Mais il n'est pas le seul phénomène qui chauffe le disque. Il faut aussi tenir compte de la condensation du gaz elle-même, qui libère de la chaleur latente. Rappelons que lorsqu'un gaz se condense, il libère de la chaleur dite latente, qui correspond à la chaleur qu'il faudrait pour vaporiser le solide obtenu. Pour résumer, trois phénomènes guident la température du disque : refroidissement, chauffage par le Soleil, condensation du gaz.

Le disque protoplanétaire n'a pas une température uniforme, et cela guide en grande partie son évolution à petite échelle. En effet, 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. Vu que le disque absorbe le rayonnement, on devine que le rayonnement non-absorbé diminue avec la distance parcourue dans le disque. Plus on s'éloigne, moins la lumière est forte, moins elle chauffe la matière environnante. En première approximation, on peut considérer que la température liée à l'irradiation varie comme la racine carré de la distance :

T(D)\approx {\sqrt {D}}

, avec D la distance au Soleil et

T

la température (liée à l'irradiation solaire).

Cela a une conséquence assez importante quant à la répartition des éléments chimiques dans le disque. Suivant leur point de fusion et de vaporisation, tous les éléments chimiques ne réagiront pas de la même manière au refroidissement du 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.

La condensation du disque

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. À 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 ait 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

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. À 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 croûte 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

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 moyenne en surface
Mercure	169 °C
Vénus	470 °C
Terre	le jour 15 °C à -
Mars	-63°C
Jupiter	-163 °C
Saturne	-189 °C
Uranus	-218 °C
Neptune	-220 °C

On peut remarquer qu'au-delà d'une certaine distance, la température ne permet plus à l'eau de rester liquide. À 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.

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.

La température de surface sans effet de serre

Si on néglige l'effet de serre, il est possible de calculer facilement la température de surface avec quelques principes de thermodynamique. Tout corps 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 pas 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 unité de surface, par un corps noir de température T. Celle-ci est la suivante, avec $\sigma$ 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 $P$ dans ce qui suit pour simplifier les écritures :

P_{\text{surfacique}}=\sigma T^{4}

Précisons que la formule précédente 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, la surface du corps noir en question.

P_{\text{totale}}=\sigma T^{4}\times S

, avec S la surface totale du corps considéré.

Nous n'allons manipuler que des surfaces sphériques dans ce qui suit. Or, pour une sphère, la surface est égale à $4\pi R^{2}$ , avec R le rayon de la sphère. En injectant dans l'équation précédente, on trouve :

P_{\text{totale}}=\sigma T^{4}\times 4\pi R^{2}

.

La puissance reçue par la Terre

De la formule précédente, nous allons déduire la part de rayonnement qui atteint la Terre. La puissance $P_{\text{soleil}}$ émise par le Soleil est égale à ceci :

P_{\text{soleil}}=\sigma T^{4}\times 4\pi R_{s}^{2}

, où

R_{s}

est le rayon du Soleil.

La puissance $P_{\text{soleil}}$ est rayonnée dans toutes les directions de l'espace. Ce faisant, elle est répartie sur une surface de plus en plus grande, au fur et à mesure qu'on s'éloigne du Soleil. Si on se place à une distance D du Soleil, le rayonnement émis par lui se répartit sur la surface d'une sphère dont le rayon est la distance D. Cette surface vaut alors $4\pi D^{2}$ . On en tire alors la puissance reçue par unité de surface à la distance D:

P(D)={\frac {P_{\text{soleil}}}{4\pi D^{2}}}=\sigma {T_{\text{Soleil}}^{4}}{\frac {4\pi R_{s}^{2}}{4\pi D^{2}}}=\sigma {T_{\text{Soleil}}^{4}}\left({\frac {R_{s}}{D}}\right)^{2}

La puissance reçue par unité de surface diminue donc avec le carré de la distance D.

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

La puissance absorbée par la Terre

Les calculs précédents nous ont appris quelle est la puissance du rayonnement solaire, à une distance D du Soleil, par unité de surface. Reste à multiplier par la surface éclairée pour obtenir la puissance totale absorbée par la planète. Il se trouve que vu du Soleil, cette surface éclairée est un disque dont le rayon r est le rayon de la planète, soit une surface de $\pi r^{2}$ . Cette aire est quatre fois plus petite que la surface de la Terre parce que d'un côté, seulement la moitié de la Terre est éclairée (la face de jour) et de l'autre, les rayons arrivent dans les régions polaires de façon de plus en plus obliques. La puissance absorbée par la surface de la Terre, notée $S_{c}$ dans ce qui suit, est donc la suivante :

S_{c}(D)={\frac {P(D)}{4}}={\frac {\sigma }{4}}{T_{\text{Soleil}}^{4}}\left({\frac {R_{s}}{D}}\right)^{2}

Pour la terre, cette puissance vaut $\simeq 340\;{\rm {Wm}}^{-2}$ . Elle est appelée la constante solaire, référence fait que cette valeur est relativement constante d'année en année.

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 $P_{e}$ dépend de l'albédo $a$ et de la constante solaire, la formule exacte étant la suivante :

P_{e}(D)=(1-a)S_{c}(D)={\frac {(1-a)\sigma }{4}}{T_{\text{Soleil}}^{4}}\left({\frac {R_{s}}{D}}\right)^{2}

L’équilibre entre rayonnement rayonné et absorbé

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 $P_{a}$ la puissance absorbée par la surface, et $P_{s}$ la puissance du rayonnement émis (le rayonnement de corps noir), nous avons :

P_{e}(D)=P_{a}(D)

Or, on sait que $P_{a}(D)={\frac {(1-a)\sigma }{4}}{T_{\text{Soleil}}^{4}}\left({\frac {R_{s}}{D}}\right)^{2}$ , et on utilise la formule de Stefan pour exprimer $P_{e}$ en fonction de la température :

\sigma T^{4}={\frac {(1-a)\sigma }{4}}{T_{\text{Soleil}}^{4}}\left({\frac {R_{s}}{D}}\right)^{2}

Après simplification (diviser par $\sigma$ et prendre la racine quatrième), nous obtenons la loi d'échelle entre la entre la température T de la planète et la distance D de son étoile :

T={\sqrt[{4\;}]{\frac {1-a}{4}}}T_{\text{Soleil}}{\sqrt {\frac {R_{s}}{D}}}\propto {\frac {1}{\sqrt {D}}}

L'effet de serre

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 d'environ 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. L'effet de serre nécessite la présence d'une atmosphère, ainsi que quelques autres conditions particulières. Pour comprendre d'où il vient, il nous faut étudier ce qui se passe quand le Soleil illumine l'atmosphère.

L'interaction entre rayonnement solaire et atmosphère

Pour commencer, étudions ce qui se passe quand de la lumière interagit avec un objet. On va omettre volontairement le cas de la réflexion, de la réfraction, de la diffraction, de la dispersion et autres phénomènes de ce genre. À la place, nous allons nous concentrer sur deux cas : celui où la lumière traverse, et celui où la lumière est absorbée. Dans le premier cas, le matériau est transparent, la lumière passe au travers sans interagir avec lui. Dans le second cas, la lumière ne traverse pas : le matériau est opaque. La lumière est absorbée par le matériau opaque et est transformée en chaleur : le matériau chauffe. En clair, soit le matériau est transparent et ne chauffe pas, soit il est opaque et il chauffe.

On doit préciser que l'absorption/transparence dépend de la fréquence de la lumière. Les matériaux ne réagissent pas de la même manière aux infrarouges, aux ultraviolets ou à la lumière visible. La plupart des solides sont opaques à la fois au rayonnement infrarouge et à la lumière visible. Pour les matériaux gazeux, c'est autre chose. Par exemple, certains matériaux/gaz sont transparents pour la lumière visible, mais sont opaques pour les infrarouges et les ultraviolets.

Dans le cas qui nous intéresse, les matériaux en question sont le sol l'atmosphère. Sur les planètes sans effet de serre, l'atmosphère est transparente à presque tout, que ce soit le rayonnement solaire ou les infrarouges. Mais sur les planètes avec un effet de serre, l'atmosphère est transparente pour la lumière visible, mais opaque aux infrarouges. C'est lié à la présence de certains gaz à effet de serre, qui absorbent les infrarouges. Le plus courant d'entre eux est le gaz carbonique, mais on peut aussi citer le méthane, la vapeur d'eau ou l'ozone. Seuls Venus et la Terre ont une atmosphère riche en gaz à effet de serre, ce qui fait qu'elles sont les seules à avoir un effet de serre digne de ce nom. Les autres planètes ont soit une atmosphère pauvre en gaz à effet de serre, soit pas d'atmosphère du tout.

Pas d'effet de serre sans atmosphère adaptée

La lumière du soleil est essentiellement composée de lumière visible et d'ultraviolets, mais ne contient presque pas d'infrarouges. L'atmosphère est complètement transparente à ces rayonnements, ce qui fait qu'ils ne réchauffent pas beaucoup l'atmosphère. Une très faible partie du rayonnement solaire est interceptée, mais elle est tellement faible qu'on peut la négliger complètement. En clair, le Soleil ne réchauffe pas l'atmosphère. La presque totalité de lumière solaire atteint donc le sol, où elle est soit réfléchie, soit absorbée. La partie absorbée par le sol réchauffe celui-ci, avant d'être réémise sous la forme de rayonnement thermique. Sur les planètes l'effet de serre, la réflexion domine ou alors le rayonnement thermique s'échappe dans l'espace. Il n'y a aucun mécanisme supplémentaire pour chauffer l'atmosphère. Une telle situation est illustrée ci-dessous.

L'effet de serre intervient quand la lumière émise par le sol est réabsorbée par l'atmosphère. Mais pour cela, il faut que la lumière réémise soit différente de la lumière solaire, sans quoi l'atmosphère ne peut pas l'absorber. L'effet de serre réchauffe l'atmosphère en convertissant de la lumière visible en infrarouge. Ce faisant, elle absorbe beaucoup plus de lumière solaire, ce qui la réchauffe. Mais quel est le mécanisme qui convertit la lumière solaire en infrarouges ? Et bien c'est la réaction du sol au rayonnement solaire. Le sol est totalement opaque au rayonnement solaire et l'absorbe en grande partie. Une faible partie est réfléchie vers l'espace (en raison de l'albédo), tandis que le reste est absorbé. L'absorption de la lumière solaire réchauffe le sol, ce qui augmente sa température. Ce faisant, le sol chauffé libère sa chaleur sous la forme de rayonnement infrarouge. En clair : le sol absorbe la lumière visible et la réémet sous la forme d'infrarouge. Infrarouges absorbés par l'atmosphère, ce qui la réchauffe.

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Sommaire du livre

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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.

La pression atmosphérique

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

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 $z$ et l'autre à une altitude $z+h$ . En notant la pression $P(z)$ , la différence de pression est égale à :

P(z+h)-P(z)

La différence de pression entre deux points A et B est liée au poids de l'air sur la hauteur A-B. Si on prend une petite différence d'altitude, on peut supposer que la pesanteur est constante sur toute l'épaisseur de l'atmosphère. L'équation différentielle précédente s'écrit alors comme suit, avec $p$ la densité de l'air et $g$ l'accélération de la pesanteur :

P(z+h)-P(z)=-pgh

On divise l'équation précédente par h :

{\frac {P(z+h)-P(z)}{h}}=-pg

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

{\frac {dP(z)}{dz}}=-pg

La relation entre pression atmosphérique et densité de l'air

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. Mais il reste à quantifier le tout convenablement.

Pour commencer, nous allons devoir exprimer la densité, et plus précisément la masse volumique, en fonction de la densité de particules. Rappelons que la densité massique, à savoir la masse volumique, est la quantité de masse présente dans une unité de volume. Par contre, la densité de particule est le nombre de particules par unité de volume. Dans ce qui va suivre, le nombre de particules sera mesuré en moles, l'unité de mesure utilisée en chimie pour compter les particules. Les deux quantités sont reliées par l'équation suivante :

p(z)={\frac {m_{\text{molaire}}\cdot n}{V}}

, avec p la densité massique,

m_{\text{molaire}}

la masse d'une mole de gaz (la masse molaire du gaz) et

n

la quantité de moles dans le volume V.

Multiplions maintenant l'équation précédente par g, l'accélération de la pesanteur :

p(z)\cdot g=g\cdot {\frac {m_{\text{molaire}}\cdot n}{V}}

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 $PV=nRT$ peut se réécrire comme suit :

{\frac {n}{V}}={\frac {P}{RT}}

En combinant les deux équations précédentes, on trouve :

p(z)\cdot g=P(z)\cdot {\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{RT}}

On peut maintenant introduire cette équation dans l'équation différentielle ${\frac {dP(z)}{dz}}=-p\cdot g$ , ce qui donne :

{\frac {dP(z)}{dz}}=-P(z)\cdot {\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{RT}}

Et que l'on peut reformuler sous cette forme :

{\frac {1}{P(z)}}{\frac {dP(z)}{dz}}=-{\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{RT}}

L'exemple d'une atmosphère isotherme

Maintenant, nous allons supposer que la température reste la même sur toute la hauteur de l'atmosphère. Dans ce cas, le terme ${\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{RT}}$ est constant et indépendant de la pression. Pour des raisons que nous expliquerons plus tard, nous allons noter H l'inverse de ce terme. L'équation précédente devient donc :

{\frac {1}{P(z)}}{\frac {dP(z)}{dz}}=-{\frac {1}{H}}

On reformule :

{\frac {dP(z)}{P(z)}}=-{\frac {dz}{H}}

Prenons l'intégrale :

\int {\frac {dP(z)}{P(z)}}=-{\frac {1}{H}}\int dz

Le calcul de l'intégrale donne :

\ln {P(z)}=-{\frac {z}{H}}+k

En posant $z=0$ , l'équation précédente devient celle ci-dessous. Elle nous dit que la constante k n'est autre que le logarithme de la pression au sol (altitude 0).

\ln {P_{0}}=k

En combinant les deux équations précédentes, on a :

\ln {P(z)}=-{\frac {z}{H}}+\ln {P_{0}}

En prenant l'exponentielle, on a :

P(z)=P_{0}e^{-{\frac {z}{H}}}

Cette équation nous dit que la pression diminue exponentiellement avec l'altitude. Elle permet aussi de donner une interprétation simple à la constante H : c'est l'altitude qu'il faut monter pour que la pression soit divisée par e (la constante des logarithmes népériens). La constante H est appelée l'échelle d'altitude (scale height).

Rappelons que l'équation précédente 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.

L'exemple d'une atmosphère avec un gradient vertical de température linéaire

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.

Partons de l'équation démontrée précédemment :

{\frac {dP(z)}{P(z)}}=-{\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{RT}}dz

Pour simplifier les calculs, nous allons poser la constante $K={\frac {g\cdot m_{\text{molaire}}}{R}}$ , qui regroupe tous les termes indépendants de l'altitude. L'équation précédente devient alors :

{\frac {dP(z)}{P(z)}}=-K{\frac {dz}{T(z)}}

L'hypothèse nous dit que la température est une fonction de l’altitude z, de la forme $T(z)=T_{0}-az$ . En faisant le remplacement, nous avons :

{\frac {dP(z)}{P(z)}}=-K{\frac {dz}{T_{0}-az}}

Prenons l’intégrale :

\int {\frac {dP(z)}{P(z)}}=-K\int {\frac {dz}{T_{0}-az}}

Le calcul de l'intégrale donne :

\ln {P(z)}=-K\left[-{\frac {\ln {\left(T_{0}-az\right)}}{a}}+k\right]

On développe l'expression précédente :

\ln {P(z)}=\ln {\left(T_{0}-az\right)}\cdot {\frac {K}{a}}-K\cdot k

Pour $z=0$ , l'équation précédente devient :

\ln {P_{0}}=\ln {T_{0}}\cdot {\frac {K}{a}}-K\cdot k

En combinant les deux équations précédentes, on a :

\ln {P(z)}-\ln {P_{0}}=\left[\ln {\left(T_{0}-az\right)}\cdot {\frac {K}{a}}-K\cdot k\right]-\left[\ln {T_{0}}\cdot {\frac {K}{a}}-K\cdot k\right]

En simplifiant et en factorisant ${\frac {K}{a}}$ , on trouve :

\ln {P(z)}-\ln {P_{0}}={\frac {K}{a}}\left[\ln {T}-\ln {T_{0}}\right]

On utilise la formule $\ln {a}-\ln {b}=\ln {(a-b)}=\ln {\frac {a}{b}}$ :

\ln {\frac {P(z)}{P_{0}}}={\frac {K}{a}}\cdot \ln {\frac {T}{T_{0}}}

En prenant l'exponentielle, on obtient :

{\frac {P(z)}{P_{0}}}={\frac {T}{T_{0}}}^{-{\frac {K}{a}}}={\frac {T}{T_{0}}}^{-{\frac {gM_{m}}{Ra}}}

La température des atmosphères planétaires

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

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, où 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.

L'existence de la stratosphère terrestre est liée à la couche d'ozone, une couche riche en ozone située au sommet de la troposphère. Cette couche d'ozone absorbe une bonne partie du rayonnement ultraviolet solaire. La couche d'ozone protège la surface des ultraviolets et on peut dire de manière imagée que la Terre est protégée par une couche d'écran total gazeux qui se trouve à la base de la stratosphère. En absorbant les ultraviolets, la couche d'ozone se réchauffe. Ce faisant, elle réchauffe l'air environnant et chauffe la stratosphère par la base. C’est pour cela que la stratosphère existe et que la température augmente avec l'altitude dans celle-ci. On observerait une structuration en deux couches s'il n'y avait pas la stratosphère pour couper la base de l'atmosphère en deux (la troposphère proprement dit et la mésosphère).

Les autres planètes du système solaire ont une structure verticale moins complexe, avec seulement deux à trois couches, guère plus. Par exemple, Vénus, Uranus et Jupiter ont une structure en trois couches. Sur Jupiter, une couche de température uniforme vient s'intercaler entre la thermosphère et la troposphère. Vénus et Mars ont une structure verticale similaire à celle de la Terre, sauf que 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

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.

Pour la démonstration, nous allons utiliser l'enthalpie de l'air, à savoir la somme de l'énergie interne de l'air et du travail nécessaire pour lui faire atteindre la pression P. Par définition, celle-ci vaut $H=U+PV$ . La thermodynamique nous donne la valeur de la variation d'enthalpie, ce qui donne :

dH=TdS+VdP

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

dH=VdP

Divisons par $dz$ :

{\frac {dH}{dz}}=V{\frac {dP}{dz}}

Or, nous avons démontré plus haut que ${\frac {dP}{dz}}=-pg$ . Le remplacement donne :

{\frac {dH}{dz}}=-V\cdot pg

Le produit $V\cdot p$ (volume par densité) n'est autre que la masse du gaz :

{\frac {dH}{dz}}=-mg

L'équation précédente a une interprétation simple : sans échange de chaleur, l’enthalpie de l'air varie avec l'altitude en raison de la gravité. Une parcelle d'air possède une énergie potentielle de pesanteur, dont les variations se répercutent sur son énergie interne et donc son enthalpie. En soi, ce n'est pas étonnant : si on omet les échanges de chaleur, seul un travail mécanique peut modifier l’enthalpie de l'air. Et dans le cas qui nous intéresse, ce travail mécanique ne peut venir que de la gravité.

Une autre équation de la thermodynamique nous dit que $dH=mC_{p}dT$ , avec $C_{p}$ la capacité calorifique à pression constante. On a donc :

mC_{p}{\frac {dT}{dz}}=-mg

Divisons par $m\cdot C_{p}$ :

{\frac {dT}{dz}}=-{\frac {g}{C_{p}}}

Maintenant, on peut en déduire la température qu'il fait à l'altitude z. Pour cela, prenons l'intégrale suivante :

\int _{0}^{z}{\frac {dT}{dz}}=-\int _{0}^{z}{\frac {g}{C_{p}}}

Le calcul de l'intégrale donne :

T(z)-T(0)=-{\frac {g}{C_{p}}}z

Ce qui se reformule comme suit :

T(z)=-{\frac {g}{C_{p}}}z+T_{o}

On voit que la température est une fonction affine de l'altitude et qu'elle décroit avec l'altitude. Le coefficient de proportionnalité est appelé le gradient adiabatique sec.

La chimie des atmosphères planétaires

L'étude de la composition chimique des atmosphères est assez compliquée. Divers indices permettent aux astronomes de déduire la composition atmosphérique avec une assez bonne fiabilité. La première, et de loin la plus efficace, est d'envoyer des sondes sur place. Les sondes peuvent faire des prélèvements lors de leur traversée de l'atmosphère et faire des analyses. Mais toutes les planètes n'ont pas reçu la visite d'une sonde, ce qui fait que cette méthode n'est pas applicable partout. Une autre possibilité est d'étudier la lumière renvoyée par l'atmosphère quand elle est éclairée par le Soleil. En comparant le spectre de la lumière solaire avec le spectre de la lumière renvoyée, on en déduit la composition chimique atmosphérique. On peut étudier ce spectre pour diverses bandes de fréquences, en regardant la surface aux infrarouges, aux ultraviolets, dans la lumière visible, etc.

La composition chimique des atmosphères planétaires

L'atmosphère des planètes est un mélange de plusieurs gaz, de plusieurs molécules bien distinctes. Et toutes les planètes n'ont pas des atmosphères de même composition chimique. Les planètes géantes ont des atmosphères riches en Hydrogène et en Hélium, alors que les planètes telluriques ont des atmosphères riches en carbone, oxygène et azote. Globalement, les atmosphères des géantes sont riches en éléments volatils, légers, alors que les atmosphères des planètes telluriques possèdent des éléments plus lourds. La raison à cela est que les planètes géantes ont une gravité bien plus importante que les planètes telluriques. Les éléments légers s'enfuient de l'atmosphère des planètes telluriques qui n'ont pas la gravité suffisante. Alors que les planètes géantes ont une gravité suffisante pour garder les éléments légers dans leur atmosphère.

	Éléments chimiques et/ou gaz dominants	Molécules dominantes	Caractère oxydant ou réducteur
Planètes géantes	Hydrogène, Hélium	Eau, méthane, ammoniac	Réducteur
Satellites des planètes géantes	Carbone, oxygène et azote	Diazote, méthane	Réducteur
Planètes telluriques	Carbone, oxygène et azote	Diazote, dioxyde de carbone.	Oxydant

La composition chimique des planètes gazeuses

Les planètes géantes sont essentiellement composées d'Hydrogène et d'Hélium, les deux éléments les plus courants dans l'univers. On trouve aussi du méthane, de l'ammoniac et de la vapeur d'eau dans leurs atmosphères. Au vu d'une telle composition chimique, l'atmosphère est très réductrice. L'hélium est presque inerte chimiquement, à savoir qu'il a peu de réactions chimiques comparé à l'hydrogène. La chimie des atmosphères des planètes géantes est donc dominée par la chimie de l'hydrogène. L'hydrogène y réagit avec le carbone, l'oxygène, l'azote et le phosphore.

La composition chimique des atmosphères des planètes géantes varie entre l'intérieur et l'extérieur. L'extérieur est soumis au rayonnement solaire, alors que l'intérieur est protégé du rayonnement solaire absorbé par les couches sus-jacentes. L'intérieur est donc gouverné par une chimie d'équilibre. Les réactions donnent du méthane, de l'eau, de l'ammoniac ${\ce {NH3}}$ et du ${\ce {PH3}}$ , les quatre molécules qui dominent les atmosphères des planètes géantes. La composition chimique est cependant altérée au sommet de l'atmosphère, en raison du rayonnement solaire. Le rayonnement casse les molécules et leur permet de se recombiner, donnant de nombreux composés organiques complexes, dont des hydrocarbures. Mais ces molécules complexes sont détruites par diverses réactions chimiques, surtout dans la couche intérieure de l'atmosphère. Ce qui fait qu'elles ne s'accumulent pas et que leur concentration restent approximativement constantes.

La composition chimique des corps telluriques

Pour ce qui est des corps telluriques, leur atmosphère est différente de celle des géantes. Elles sont systématiquement pauvres en Hydrogène et en Hélium, ce qui les distingue des planètes géantes. Par contre, elle sont riches en carbone, oxygène, azote, phosphore, soufre, et autres. Les trois éléments chimiques principaux sont clairement le carbone, l'azote et l'oxygène, les autres éléments étant moins importants. Ces éléments se combinent pour former des molécules différentes suivant la planète ou le corps tellurique considéré. Globalement, on peut séparer les atmosphères des planètes telluriques de celles des satellites des planètes géantes. La séparation est plus clairement entre les corps telluriques du système solaire interne et ceux du système solaire externe.

La plupart des satellites des planètes géantes, ainsi que Pluton, ont quant à eux une atmosphère riche en diazote, méthane et dioxyde de soufre. L'environnement est, ici aussi, fortement réducteur.

Les planètes telluriques ont des atmosphères qui se ressemblent, avec cependant quelques spécificités pour la Terre. Leur air est composé essentiellement de diazote et de dioxyde de carbone, avec d'autres éléments secondaires. L'ensemble donne une atmosphère oxydante ou neutre, mais souvent oxydante. Pour ce qui est des différences, c'est surtout la Terre qui se distingue de Vénus et Mars, par la présence d'oxygène et d'eau. 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. De plus, Venus et Mars sont assez pauvres en eau, contrairement à la Terre. Si la présence d'oxygène s'explique par la photosynthèse, elle-même causée par la présence de la vie et donc de l'eau.

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

Pour comprendre pourquoi de telles différences, il nous faut étudier comment les atmosphères planétaires se sont formées et ont évolué, ce qui nous amène à la section suivante. Pour donner quelques explications rapides, avant de passer aux explications poussées, on peut dire que les géantes ont une atmosphère primordiale, alors que les planètes telluriques ont des atmosphères évoluées. L'atmosphère des planètes géantes a une composition chimique qui correspond assez bien à la nébuleuse primordiale. L'atmosphère s'est mise en place en même temps que la planète s'est formées et a peu évolué depuis. Mais pour les planètes telluriques, il ne reste plus grand-chose de l'atmosphère originelle, qui a évolué en raison de divers mécanismes. Nous verrons tout cela plus en détail à la fin du chapitre.

La photochimie des atmosphères planétaires

L'atmosphère est irradiée par le rayonnement solaire et ce n'est pas sans conséquences. Les molécules/atomes d'air peuvent absorber les photons du rayonnement solaire, ce qui leur fait gagner de l'énergie. Pour un rayonnement peu énergétique, la molécule ou l'atome finissent soit par renvoyer la lumière absorbée, soit par la transformer en chaleur. Pour un rayonnement plus énergétique, les molécules peuvent se briser en morceaux, donnant des molécules plus simples ou des atomes individuels. Et si le rayonnement est encore plus énergétique, il peut ioniser les atomes, à savoir leur arracher des électrons et laisser un atome chargé positivement derrière lui. Trois processus sont donc possibles : l'absorption, la photolyse (molécules brisées) et la photo-ionisation (atomes ionisés). Dans ce qui suit, nous allons surtout nous intéresser à la photolyse et la photo-ionisation, vu que ce sont les seuls processus capables de changer directement la composition chimique de l'atmosphère. L'absorption n'a qu'un effet indirect, lié à la température, aussi nous le mettons de côté pour le moment.

Vu que le rayonnement est progressivement absorbé par l'atmosphère, le rayonnement est plus intense au sommet de l'atmosphère et diminue progressivement quand on se rapproche du sol. L'atmosphère a donc une composition ionique et moléculaire différente selon l'altitude. À basse altitude, les processus photochimiques sont inexistants, car il n'y a pas assez de rayonnement. Les molécules se forment en plus grand nombre et les couches basses ont une richesse chimique assez importante. À plus haute altitude, la photolyse fait son effet et brise les molécules fragiles. Enfin, le sommet de l'atmosphère est dominé par les processus de photo-ionisation.

La photo-ionisation et l'ionosphère

Étudions maintenant la photo-ionisation. À cause d'elle, le sommet de l'atmosphère est composé d'une couche de gaz partiellement ionisée, voir totalement ionisée : l'ionosphère. Dans cette couche, les ionisations sont très fréquentes et se produisent rapidement. Les électrons libérés lors de l'ionisation sont appelés des photoélectrons. Mais il se produit aussi des réactions inverses, où un ion se recombine avec un électron libre pour donner l'atome initial. Les deux types de réactions s'équilibrent, ce qui fait que la concentration en ion est plus ou moins constante à une altitude donnée. L'ionosphère est donc un mélange d'ions, d'électrons libres et d'atomes non-ionisés en quantités variables. Plus on remonte vers le sommet de l'atmosphère, plus la concentration en ions et électrons libres est importante et plus les atomes non-ionisés se font rares.

Couches de l'ionosphère et concentration en ions/électrons en fonction de l'altitude.

Sur Terre, l'ionosphère est structurée en plusieurs couches, aux concentrations en ions/électrons libres différentes. Les couches sont nommées, par altitude croissante, couches D, E, F1 et F2. Elles existent parce que les réactions chimiques d'ionisation/recombinaison ne sont pas les mêmes suivant l'altitude. L'intensité du rayonnement et la densité des couches font que certaines réactions sont plus fréquentes à une altitude donnée. Notons que les couches D et F1 n'existe que sur la face jour de la Terre, celle éclairée par le Soleil. Rien d'étonnant, la photo-ionisation ne se produisant que si le rayonnement solaire est assez fort. Techniquement, la photo-ionisation ne se produit que le jour, la photo-ionisation de nuit étant marginale. Mais les ions prennent du temps à se recombiner avec les électrons libres, ce qui fait que l'ionosphère continue à exister durant la nuit. L'ionosphère est donc moins chargée du côté nuit que du côté jour.

Dans l'atmosphère des planètes gazeuses, la photo-ionisation agit sur l'hydrogène et l'hélium, donnant naissance à des ions hydrogène, dihydrogène et hélium. Ces ions ${\ce {He+}}$ , ${\ce {H+}}$ et ${\ce {H2+}}$ peuvent échanger des électrons avec d'autres molécules de ${\ce {He}}$ et ${\ce {H2+}}$ . Et même si le plus souvent, cela ne fait que passer une charge d'un ion à un autre, il arrive que cela donne naissance à des molécules de ${\ce {H3+}}$ . Ces molécules de ${\ce {He+}}$ , ${\ce {H+}}$ , ${\ce {H2+}}$ et ${\ce {H3+}}$ se recombinent avec des électrons pour redonner un atome ou une molécule non-chargé. Et ces réactions de recombinaison sont le plus souvent assez rapides.

Notons cependant que la recombinaison de l'ion ${\ce {H+}}$ est très lente et que cet ion est le plus souvent éliminé par une réaction avec de l'hydrogène moléculaire ${\ce {H2}}$ , que voici : ${\ce {H+ + H2 -> H + H2+}}$ . Ce qu'il faut en retenir est que l'ion hydrogène est éliminé plus ou moins rapidement, suivant la teneur en ${\ce {H2}}$ de l'atmosphère. Une teneur forte en ${\ce {H2}}$ dans l'atmosphère fait que l'ion ${\ce {H+}}$ n'a pas la possibilité de s'accumuler ou de réagir. À l'inverse, si l'atmosphère est pauvre en ${\ce {H2}}$ , alors l'ion ${\ce {H+}}$ est éliminé lentement et s'accumule dans l'ionosphère et les basses couches. Il réagit alors avec d'autres molécules et y forme des molécules organiques plus ou moins complexes, comme nous allons le voir dans ce qui suit.

La photodissociation dans les atmosphères planétaires

Passons maintenant à la photodissociation, aussi appelée photolyse. Suivant la composition chimique de la planète, l'effet de la photolyse n'est pas exactement le même. Par exemple, la photodissociation du méthane ne donne pas les mêmes composés que la photodissociation de l'oxygène. Dans les grandes lignes, on peut classer les atmosphères planétaires en deux grands types : celles qui sont réductrices et celles qui sont oxydantes. Pour simplifier, les premières sont pauvres en oxygènes, alors que les secondes sont riches en oxygène. Les atmosphères réductrices sont surtout composées de méthane et de nitrates, alors que les atmosphères oxydantes sont riches en CO₂, H₂O, O₂, SO₂, etc.

Commençons par aborder les atmosphères oxydantes. Celles-ci sont surtout riches en dioxyde de carbone et en diazote, éventuellement en oxygène et en eau. Le diazote étant une molécule assez solide, il n'est pas facilement brisé par le rayonnement solaire. La photochimie des atmosphères oxydantes est donc dominée par la photolyse du dioxyde de carbone, à savoir la réaction suivante :

{\ce {CO2 + photon -> CO + O}}

La réaction inverse est très lente et ne permet pas de reconstituer des stocks de dioxyde de carbone importants. Ce faisant, on peut considérer que le dioxyde de carbone est progressivement dégradé par le rayonnement solaire. Un autre problème est que l'oxygène libéré réagit vite pour former de l'oxygène moléculaire ${\ce {O2}}$ , ce qui empéche la réaction inverse de se produire. En tenant compte de cela, la réaction précédente s'écrit comme suit :

{\ce {2 CO2 + photon -> 2 CO + O2}}

L'équation précédente dit que l'on devrait trouver deux fois plus de ${\ce {CO}}$ que d' ${\ce {O2}}$ dans l'atmosphère de la Terre, de Vénus et de Mars, soit un ratio ${\ce {CO/O2}}$ de 2:1. En réalité, ce n'est pas le cas, ni pour Vénus, ni pour Mars, ni pour la Terre. Sur Vénus, le ratio ${\ce {CO/O2}}$ est de plusieurs ordres de grandeurs plus élevé. Sur Mars, il est de 0.5, soit 4 fois moins que la prédiction théorique. La raison est que ${\ce {CO}}$ et ${\ce {O2}}$ sont impliqués dans des réactions chimiques, qui éliminent ${\ce {CO}}$ ou ${\ce {O2}}$ de l'atmosphère. Sur Vénus, l'oxygène est consommé lors de la formation d'acide sulfurique. Sur Mars, le ${\ce {CO2}}$ est reconstitué par des réactions chimiques impliquant de la vapeur d'eau. Nous verrons cela plus en détail dans les chapitres sur Mars et Vénus.

Passons maintenant aux atmosphères réductrices.

Les atmosphères de Jupiter et Saturne sont surtout composées de dihydrogène et d'hélium, deux gaz inertes chimiquement. Mais la présence de traces de méthane et de nitrates les classe dans la catégorie des atmosphères réductrices.

Dans les atmosphères réductrices, la photodissociation permet la formation de méthyl, de molécule de CH, d'éthylène et de diacétylène. Tout démarre avec la photodissociation du méthane, qui peut se produire selon les réactions suivantes :

{\ce {CH4 + h\nu ->CH2 + H2}}

{\ce {CH4 + h\nu ->CH2 + 2H}}

{\ce {CH4 + h\nu ->CH_3 + H}}

{\ce {CH4 + h\nu -> CH + H + H2}}

Les réactions les plus importantes dans les atmosphères planétaires sont supposées être les deux dernières. En clair, le méthane est photodissocié pour donner soit un radical méthyl ${\ce {CH3}}$ , soit un radical ${\ce {CH2}}$ , soit un radical ${\ce {CH}}$ . Notons que les trois radicaux peuvent se convertir l'un en l'autre grâce aux réactions suivantes :

{\ce {CH + H2 -> CH2 + H}}

{\ce {CH2 + H -> CH + H2}}

{\ce {CH2 + H2 -> CH2 + H}}

{\ce {CH3 + photon -> CH + H2}}

{\ce {CH3 + photon -> CH2 + H}}

De là, de nombreuses molécules peuvent se former. Voici les réactions impliquant le ${\ce {CH3}}$ et les produits de réaction :

Réactions impliquant le ${\ce {CH3}}$
Ethane	${\ce {2 CH3 + M -> C2H6 + M}}$
Éthylène	${\ce {CH3 + CH2 -> C2H4 + H}}$
Propane	${\ce {CH3 + C2H5 + M -> C3H8 + M}}$
Cyanure d'hydrogène	${\ce {CH3 + N -> H2CN + H}}$

La plus importante est la réaction de formation d’Éthylène, qui consomme à la fois le radical méthyl ${\ce {CH3}}$ et le radical ${\ce {CH}}$ . Une fois de l’éthylène formé, deux voies sont possibles :

Une voie qui donne du méthyl-acétylène, puis du ${\ce {C3H3}}$ ou du ${\ce {C3H5}}$ .
Une voie qui donne de l'acétylène, puis du di-acétylène, du ${\ce {C4H}}$ et du du ${\ce {C2H}}$ .

Dans la première voie, l'éthylène se combine avec une molécule de ${\ce {CH}}$ , et donne du méthyl-acétylène ${\ce {C3H4}}$ , qui est soit photodissociée en ${\ce {C3H3}}$ , ou qui est associée avec de l'hydrogène pour donner du ${\ce {C3H5}}$ . Dans la seconde voie, l’éthylène est photo-dissocié pour donner de l'acétylène ${\ce {C2H2}}$ , qui peut lui-même se photo-dissocier en ${\ce {C2H}}$ ou réagir avec ce dernier pour donner du di-acétylène ${\ce {C4H2}}$ .

Outre ces deux voies, de nombreuses autres réactions chimiques sont possibles. Par exemple, de l'éthane peut se former par recombinaison de méthyl ou d'éthylène, ou via des réactions autres. Et de nombreuses autres réactions peuvent se produire et former du propane, du méthylacétylène, du benzène, et bien d'autres molécules. Au final, les réactions de photodissociation du méthane donnent naissance à des hydrocarbures. Si on omet les réactions liées au ${\ce {CH3}}$ , la chimie des atmosphères réductrices est assez bien résumée, pour les réactions principales, par le schéma suivant.

Les planètes telluriques ont une atmosphère oxydante, riches en composés oxygénés, ainsi qu'en diazote. La photodissociation du diazote donne des atomes d'azote, qui peuvent réagir avec les hydrocarbures environnants. Les réactions chimiques qui s’ensuivent, ainsi que les nombreuses photodissociations possibles, entraînent la formation de nombreuses molécules azotées : cyanogène, di-cyanogène, HCN, acétonitrile, cyanoacétylène, etc. Mais ce qui va surtout nous intéresser est la photodissociation des composés oxygènes, dominants sur les planètes telluriques. Et leur photochimie dépend de la molécule majoritaire. Les atmosphères de Mars et Vénus sont riches en dioxyde de carbone, alors que la Terre est riche en oxygène et en eau. On pourrait aussi rajouter le dioxyde de soufre, présent dans l'atmosphère de Vénus et du satellite Io, un satellite de Jupiter.

Sur Mars et Vénus, la photodissociation du dioxyde de carbone CO₂ devrait donner du monoxyde de carbone CO et de l'oxygène ( ${\ce {CO_2 -> CO + O}}$ ). La réaction inverse ( ${\ce {CO + O -> CO_2}}$ ) est beaucoup trop lente pour avoir le moindre effet notable. On devrait s'attendre à ce que les atmosphères telluriques s'appauvrissent en dioxyde ce carbone et s'enrichissent en monoxyde ce carbone. Mais diverses réactions vont régénérer le dioxyde de carbone, notamment la réaction ${\ce {CO + OH -> CO_2 + H}}$ . Ce faisant, la concentration en CO₂ reste assez stable et l'atmosphère ne s'enrichit pas en CO ni en oxygène. Ces réactions impliquent toutes de composés oxygénés, notamment de l'OH ou de l'eau, qui sont générés par la photochimie de l'oxygène. Pour simplifier, la photodissociation du dioxygène O₂ donne des atomes d'oxygène libre. Ces derniers peuvent réagir avec de nombreuses autres molécules, pour donner de l'eau, la molécule OH, du SO₂, et bien d'autres encore. Ce sont ces composés qui se combinent avec le CO pour régénérer le CO₂ initial.

Le cycle de l'ozone dans les atmosphères planétaires

Dans ce qui va suivre, nous allons étudier la photochimie de l'oxygène pour la Terre, qui est un peu particulière, mais pas si mal pour représenter la photochimie des autres atmosphères. La photochimie de l'oxygène est aussi connue sous le nom de cycle de l'ozone. L'ozone est une molécule composée de trois atomes d'oxygène, de formule ${\text{O}}_{3}$ . Elle est fabriquée à partir de la photolyse de la molécule de dioxygène. Les rayonnements ultraviolets peuvent en effet briser le dioxygène en atomes d'oxygène individuels, qui se recombinent pour redonner de l'oxygène ou pour former de l'ozone. La photodissociation est décrite par l'équation suivante :

{\ce {O_2 + h\nu -> O + O}}

Les réactions de recombinaison possibles sont les trois suivantes. La première est une réaction qui implique uniquement l'oxygène, alors que les deux suivantes sont des réactions catalysées. Pour rappel, la catalyse correspond au cas où une réaction est accélérée par la présence d'une molécule (le catalyseur) qui facilite la réaction mais n'est pas consommée par la réaction chimique. La première réaction est effroyablement lente dans les conditions de pression et de température sur Terre. Les deux réactions suivantes sont beaucoup plus rapides, du fait de la catalyse, ce qui fait qu'elles sont responsables de la chimie de l'atmosphère. On voit que grâce à la troisième réaction, de l'ozone se forme dans l'atmosphère terrestre.

{\ce {O + O -> O_2 + h\nu}}

, la réaction inverse de la photolyse.

{\ce {O + O + X -> O_2 + X}}

, où X est une autre molécule.

{\ce {O + O_2 + X -> O_3 + X}}

, qui donne de l'ozone.

L'ozone est détruit par plusieurs mécanismes. En premier lieu, il peut être détruit par combinaison avec un atome d'Oxygène. Il peut aussi subir une photodissociation. Les deux réactions sont les suivantes :

{\ce {O + O_3 -> 2 O_2}}

{\ce {O_3 + h\nu -> O_2 + O}}

L’ensemble de ces réactions impliquant l'ozone s'appelle le cycle de Chapman. De nombreuses autres réactions chimiques impliquent l'ozone mais ne font pas partie du cycle de Chapman proprement dit. Elles peuvent mener à la destruction d'ozone, mais elles sont assez nombreuses et impliquent des molécules assez rares dans la nature, ce qui fait que nous n'en parlerons pas ici. Quoi qu'il en soit, de nombreux catalyseurs accélèrent la destruction de l'ozone : hydrogène libre, oxydes nitriques (NOx), halogènes et autres. La plupart étaient produits par l'industrie, mais de nombreuses régulations environnementales ont réduit l'émission de ces catalyseurs, afin de préserver la couche d'ozone.

La fabrication d'ozone est maximale au sommet de la stratosphère, au niveau de ce qu'on appelle la couche d'ozone. Celle-ci est une couche de l'atmosphère terrestre riche en ozone, située à la base de la stratosphère. L'ozone ayant une bonne capacité d'absorption du rayonnement solaire, la stratosphère se réchauffe par la base. Cela fait que la stratosphère est chauffée par le bas, ce qui explique pourquoi la température augmente avec l’altitude dans la stratosphère. Précisons que la couche d'ozone est très développée sur Terre, mais que les autres planètes telluriques ont aussi une couche d'ozone, bien que moins bien développée. La plus faible teneur en oxygène des atmosphères de Mars, Venus et des satellites telluriques, fait que leurs couches d'ozone sont plus minces et plus petites. Mais les réactions vues plus haut sont quand même valables pour toutes les atmosphères oxydantes. Sur Mars et Vénus, l'oxygène impliqué dans le cycle de l'ozone est fabriqué lors de la photodissociation du CO₂. Sur Terre, il est fabriqué par la photosynthèse.

L’évolution des atmosphères : composition chimique et conditions pour l'existence/absence d'une atmosphère

Mises à part 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 évolué, et comment cela a retenti 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

À 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.

L'atmosphère primaire

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

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. Connaître 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 connaître les réactions chimiques possibles entre H, C, O N et He. 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 ${\ce {H_2}}$ .
L'azote peut faire de même, ce qui forme alors du diazote ${\ce {N_2}}$ .
L'azote peut aussi réagir avec de l'hydrogène, ce qui donne de l'ammoniac ${\ce {N H_3}}$ .
Le carbone peut réagir avec de l'hydrogène pour donner du méthane ${\ce {CH_4}}$ .
Le carbone et l'oxygène peuvent réagir pour former du monoxyde de carbone ${\ce {CO}}$ ou du gaz carbonique ${\ce {CO_2}}$ .
Enfin, hydrogène et oxygène peuvent réagir pour donner de l'eau ${\ce {H_2 O}}$ .

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 :

{\ce {2 NH_3 <-> N_2 + 3 H_2}}

{\ce {CH_4 + H_2O <-> CO + 3 H_2}}

{\ce {CO + H_2O <-> CO_2 + H_2}}

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 :

{\ce {CH_4 + 2 H_2O <-> C O_2 + 4 H_2}}

{\ce {2 NH_3 <-> N_2 + 3 H_2}}

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

À 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 cela 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 $CO_{2}$ et en $N_{2}$ . Cependant, on voit plusieurs points de divergence entre la composition chimique actuelle de leurs atmosphères et celle de la nébuleuse primordiale. Mais les raisons sont à voir dans l'évolution de ces atmosphères après la formation du système solaire.

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 $NH_{4}SH$ , ais aussi des espèces plus rares comme le $PH_{3}$ , le $GeH_{4}$ et bien d'autres.

Les atmosphères secondaires

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, et ainsi de suite. Tout cela fait que l'atmosphère primaire a fini par disparaître et qu'une atmosphère secondaire s'est mise en place. Parmi les phénomènes qui ont donné naissance aux atmosphères 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.

La preuve principale que les atmosphères planétaires sont des atmosphères secondaires est la suivante : les atmosphères planétaires n'ont pas la même composition chimique que le Soleil, qui est supposé avoir une composition chimique semblable à celle de la nébuleuse primordiale. La différence la plus pertinente est la composition en gaz nobles, des éléments chimiques peu réactifs. Les réactions chimiques avec les gaz nobles sont peu nombreuses et ont lieu dans des conditions particulières, ce qui fait qu'on peut considérer les gaz nobles comme chimiquement inertes. La composition en gaz noble est donc la moins touchée par les réactions chimiques qui ont lieu dans l'atmosphère. Et les concentrations en gaz nobles des atmosphères planétaires différent grandement de la concentration solaire.

L'échappement gravitationnel

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 :

v_{m}={\sqrt {\frac {2GM}{R}}}

, avec

v

la vitesse de libération,

M

la masse de la Terre ,

G

la constante de gravitation de Newton et

R

le rayon terrestre.

Les atomes et molécules de l’atmosphère ont une énergie cinétique, et donc une vitesse, qui dépend de la température. Évidemment, toutes les particules du gaz ont une vitesse différente, qui est donnée à l'équilibre par la distribution de Maxwell-Boltzmann. Mais on peut faire les calculs sans avoir à utiliser celle-ci, en prenant une vitesse représentative, comme la vitesse moyenne ou la vitesse la plus probable (qui correspondent à deux grandeurs différentes). Pour simplifier les calculs, nous allons prendre la vitesse la plus probable, qui est égale à :

v_{m}={\sqrt {\frac {2KT}{m}}}

, avec

v_{m}

la vitesse moyenne,

T

la température,

K

la constante de Boltzmann et

m

la masse atomique.

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

{\sqrt {\frac {2KT}{m}}}={\sqrt {\frac {2GM}{R}}}

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

T={\frac {GM}{KR}}m

Maintenant, omettons la constante ${\frac {G}{K}}$ . On a :

T\propto {\frac {M}{R}}\times m

En réalité, un calcul plus précis devrait prendre en compte le fait que la vitesse la plus probable est un mauvais indicateur. Certaines particules ont une vitesse supérieure, suffisante pour s'échapper de l'atmosphère et elles représentent le gros des fuites dans l'espace. Ce qui fait qu'il vaut mieux considérer la formule précédente comme une approximation qualitative.

Pour résumer, les particules massives ont besoin d'une température plus forte que les autres pour atteindre la vitesse de libération. 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. outre l'influence de la masse des atomes/molécules, il faut aussi prendre en compte la masse et la taille de la planète. Une planète grosse et 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

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 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 disparaître 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 été 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

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).

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

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.

L'eau liquide libre et liée

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 mêlée 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

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.

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

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.

À 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.

L'état de l'eau dans le système solaire

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. À 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

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. À la base, la pression sera suffisante pour que l'on trouve des glaces de type 4. À 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

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 croûte 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. À 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

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.

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.

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Sommaire du livre

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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.

La structure interne des planètes telluriques

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.

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.

La composition chimique et minéralogique des couches

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.

La différentiation planétaire

Prenons une planète tellurique usuelle, avec une croute, un manteau et un noyau. 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.

La chaleur interne des planètes telluriques

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

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

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. À 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.

La structure interne des planètes gazeuses

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.

La classification des planètes géantes

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.

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

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.

L'état du gaz dans les planètes géantes

Les planètes géantes sont surtout composées d'hydrogène et d'hélium. On sait qu'ils sont sous forme gazeuse en surface, mais c'est plus compliqué pour ce qui est des profondeurs. Entre la surface et les profondeurs des géantes, les conditions de température et de pression ne sont pas les mêmes. La température n'est que de quelques centaines de kelvins à la surface, mais peut atteindre plusieurs milliers de degrés dans les couches les plus basses. Et c'est la même chose pour la pression : de très faible en surface, elle devient très importante en profondeur. Elle peut atteindre 20 à 80 Mbar dans les profondeurs de planètes comme Jupiter et Saturne.

Sous l'effet de la pression, les gaz se compressent et leurs molécules/atomes se rapprochent fortement, mais les fortes températures les empêchent de se liquéfier complètement. Le résultat est un fluide composé d'hydrogène et d'hélium assez dense. Le fait que les molécules/atomes soit si rapprochés, tout en restant un fluide, a des conséquences quand la température et la pression sont assez fortes. À une température de plus de 2 000 K et une pression de plus de 1.4 Mbar, l'hydrogène devient métallique. Par métallique, on veut dire que les électrons dans le gaz se comportent comme des électrons dans un métal. L'hydrogène devient conducteur du courant électrique, il acquiert des propriétés magnétiques, etc. Il devient même supraconducteur. La même chose pourrait survenir pour l'hélium, mais il faudrait pour cela des pressions qu'on ne rencontre dans aucune planète géante. La pression et la température ne sont pas assez fortes à l'intérieur des géantes pour cela. L'intérieur profond des planètes est donc composé de gaz très dense, aux propriétés parfois déconcertantes.

Précisons que l'hélium est un gaz plus lourd que l'hydrogène, ce qui fait que sa densité est supérieure. L'hélium coule, alors que l’hydrogène surnage. On s'attend donc à ce qu'il se produise une différentiation planétaire dans les planètes géantes. Mais on ne sait pas exactement si la séparation est parfaite ou si l'hydrogène et l'hélium restent mélangés sur toute la profondeur des géantes. Apparemment, l'hélium et l'hydrogène restent mélangés dans les géantes. On n'aurait pas de séparation entre une couche d'hélium en profondeur et une couche d’hydrogène en surface. On aurait une couche d'hydrogène/hélium, qui serait assez bien mélangée par des processus convectifs. Mais le mélange ne serait pas parfait et le rapport hélium/hydrogène augmenterait avec la profondeur.

En combinant les deux paragraphes précédents, on peut deviner à quoi ressemble l'intérieur d'une planète géante. Le cœur des planètes géantes est donc composé d'une planète tellurique, surmonté par une couche de glaces, elle-même surmontée par une couche riche en hélium et en hydrogène métallique, suivi par une couche d’hydrogène non-métallique. Cela décrit bien l'intérieur des planètes Jupiter et Saturne, mais cela ne colle pas pour Uranus et Neptune. En effet, la couche d’hydrogène métallique n’existe pas sur ces deux planètes. Elles sont trop petites, ce qui fait que la pression en leur sein n'est pas assez grande pour que l'hydrogène devienne métallique.

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.

La cratérisation

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.

L'érosion et l'altération

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.

L'érosion spatiale

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 subi l'érosion spatiale, alors que les autres planètes n'en ont pas.

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 croûte 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 naît 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. La 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.

La tectonique planétaire

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 ait 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.

La tectonique des plaques sur Terre

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.

La tectonique des autres planètes

Si les autres planètes n'ont pas de tectonique des plaques, cela ne signifie pas pour autant l'absence de toute forme de tectonique. Leur croute peut en effet se déformer et se fissurer pour diverses raisons. La raison principale est que la croute se déforme 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. C'est ce qui s'est passé sur Vénus et Mars, ainsi que sur quelques satellites. Mais ce n'est pas le cas de Mercure, qui n'a pas de convection mantellique et n'en a probablement jamais eu, de même que pour la Lune.

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 subi une contraction thermique suffisante pour que sa croûte 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

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 distinguer 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.

Dans ce chapitre, nous allons nous intéresser à ce qui se passe quand un météoroïde croise l'orbite d'une planète et s'y écrase. Le scénario que nous allons retenir est celui d'un météore qui s'écrase sur Terre. La raison est que c'est la situation pédagogique parfaite : le météore traverse une atmosphère avant de s'écraser au sol. Sur d'autres planètes, l'atmosphère est trop peu dense pour interagir significativement avec le météore, comme c'est le cas sur Mars. Le cas est alors plus simple à étudier, mais aussi moins intéressant. Enfin, les impacts sur les planètes gazeuses sont un peu à part, dans le sens où ils ne laissent pas de cratères d'impact. De plus, on ne peut observer que l'entrée dans l'atmosphère du météore et éventuellement une petite partie de sa traversée, mais guère plus, ce qui fait qu'on ne sait pas très bien ce qu'il advient du météore après quelques kilomètres. En comparaison, le cas d'un impact sur une planète tellurique est nettement mieux connu et compris, vu que seules les planètes telluriques en gardent des traces manifestes. Mais bref, revenons à notre scénario et voyons comment se déroule un impact de météorite.

La traversée de l'atmosphère des météores

Les météoroïdes/astéroïdes orbitent autour du Soleil et parcourent leur orbite à une certaine vitesse, la vitesse de révolution du météoroïde. Mais lors d'un impact d'astéroïde, ce n'est pas cette vitesse qui est importante. La vitesse pertinente est une vitesse nommée vitesse cosmique. Celle-ci correspond à la vitesse à laquelle le météoroïde fonce vers la terre. Elle est définie comme la différence entre la vitesse de révolution du météoroïde 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.

Puis, survient l'entrée dans l'atmosphère. Précisons cependant qu'en théorie, il n'y a pas de limite stricte entre l'atmosphère et l'exosphère (le mal nommé vide spatial). En effet, on a vu dans le chapitre sur les atmosphères planétaires que la densité de l'atmosphère diminue exponentiellement avec l’altitude, jusqu'à atteindre la même densité que l'exosphère. En pratique, on considère qu'il y a un point où l'atmosphère devient suffisamment dense pour que cela impacte les météoroïdes. L'altitude souvent utilisée pour cela est choisie arbitrairement à environ 120 kilomètres pour la Terre, 250 kilomètres pour Vénus et 80 kilomètres pour Mars.

L'entrée dans l'atmosphère des météores est assez bien comprise. Il faut dire que la chute d'un objet dans l'atmosphère est un sujet assez général, qui a beaucoup été étudié dans l'aéronautique dans le cadre des missions spatiales. En effet, il n'y a pas de grandes différences entre la rentrée sur terre d'un rover ou d'un satellite d'exploration et la chute d'une météorite. Dans les deux cas, on a un objet solide qui rentre dans l'atmosphère et chute en direction du sol. Les phénomènes qui ont lieu lors de la chute sont les mêmes dans les deux cas, du moins dans les grandes lignes. Une bonne partie de ce qui est bien connu pour les retours de missions spatiales est applicable à la chute d'un météore.

La trajectoire du météore et sa balistique

Sur un corps sans atmosphère, la chute d'un météore est bien décrite par les équations de Newton. Les équations de la chute libre d'un corps sont assez faciles à résoudre et beaucoup de lycéens les connaissent, au moins superficiellement. Mais la présence d'une atmosphère change la donne. Divers phénomènes vont ralentir le météore lors de sa chute et entraîner des modifications de la trajectoire.

Le bilan des forces en présence

L'entrée d'un météore dans l'atmosphère est, formellement, un cas particulier de mouvement d'un objet dans un fluide. Ici, le fluide est l’atmosphère, et l'objet le météore. La chute d'un météore est donc décrite par les équations de la mécanique des fluides, et plus précisément de la mécanique des fluides dans un champ gravitationnel. Sans rentrer dans les détails techniques, l'on peut dire qu'un objet en mouvement dans un fluide subit, en plus de la gravité, une force liée à la présence l'atmosphère. Mais cette force est souvent décomposée en deux forces distinctes : la force de portance et la force de traînée. Voyons pourquoi.

Pour rappel, quand une force agit sur un objet, une partie de la force sert à changer la vitesse de l'objet, et l'autre le dévie de la trajectoire rectiligne. On peut décomposer la force totale comme la somme deux forces : une perpendiculaire au vecteur vitesse, qui modifie la trajectoire, et une parallèle qui modifie uniquement le vecteur vitesse. La force de portance est perpendiculaire à la direction du mouvement, ce qui implique qu'elle peut changer la trajectoire d'un objet, mais pas sa vitesse. À l'inverse, la force de traînée est parallèle à la direction et donc au vecteur vitesse. Toute la force sert à changer la vitesse.

La force de traînée est la conséquence de la friction atmosphérique, c'est à dire que le météore "frotte" contre l'atmosphère lors de sa chute. Cette friction tend à le ralentir, comme quand on fait glisser un objet sur une surface rugueuse. Concrètement, la friction atmosphérique agit comme une force qui s'oppose au mouvement du météore dans l’atmosphère. La force en question dépend de la forme du météore. Il est des météores qui sont plus aérodynamiques que d'autres.

La force de portance est la même force que celle qui permet aux avions de décoller. Elle est orientée à la perpendiculaire du mouvement du météore et a tendance à contrecarrer sa chute. Elle est nulle pour un météore en chute à la verticale, mais est non-nulle quand le météore entre dans l'atmosphère avec un angle par rapport à la verticale. Et surtout, les deux forces sont perpendiculaires l'une de l'autre, ce qui fait que seule la résultante des deux forces est importante.

À ces deux forces, il faut évidemment ajouter la force de gravité, qui n'est autre que est le produit de la masse par l'accélération de la pesanteur. En faisant un bilan des forces en présence, on trouve l'équation suivante :

m{\frac {d{\vec {v}}}{dt}}={\vec {F_{t}}}+{\vec {F_{p}}}+m{\vec {g}}

, avec

F_{t}

la force de traînée,

F_{p}

la force de portance, m la masse du météore, v sa vitesse, et g l'accélération de la pesanteur.

Les hypothèses de travail

Pour poursuivre, nous allons devoir faire quelques hypothèses supplémentaires sur les forces en présence.

Premièrement, la force de portance est souvent considérée comme nulle. C'est une simplification, mais celle-ci est après tout assez pertinente. Les météores ont rarement une bonne aérodynamique, leur forme étant très éloignée de la forme aérodynamique idéale. En première approximation, ils ont une forme sphérique, forme qui génère une faible portance. Rares sont les météores plats avec une forme d'aile d'avion, forme nécessaire pour obtenir une force de portance significative. On peut donc négliger la force de portance dans ce qui suit. On a alors :

{\vec {F_{p}}}=0

Ensuite, il nous faut une expression pour la force de traînée. L'approximation souvent utilisée en mécanique des fluides est par l'équation suivante, appelée équation de la force de traînée :

F_{t}=-K\cdot \rho _{air}{\frac {v^{2}}{2}}

, avec

K

un coefficient de proportionnalité dépendant du météore considéré.

La force est comptée négativement, car elle est orientée dans la direction opposée au vecteur vitesse.

La force de traînée s'applique sur la surface du météore et non en un point, ce qui fait que le coefficient de proportionnalité dépend de la surface du météore. Et pour être précis, la force de traînée s'applique sur une partie de la surface du météore, celle qui est exposée de face, celle qui est effectivement soufflée par la friction atmosphérique. Pour simplifier les calculs, les physiciens n'utilisent pas cette surface, qui dépend de toute façon de la forme du météore. À la place, ils utilisent la surface de la section du météore, à savoir la surface qu'on obtiendrait si on le coupait au milieu, à la perpendiculaire du sens du souffle atmosphérique. La force totale est proportionnelle à cette surface de section, notée S. Le coefficient de proportionnalité s'appelle le coefficient de traînée. Il dépend de la forme du météore. Pour un météore sphérique, il est d'approximativement 0.47.

En combinant les trois équations précédentes, on trouve :

m{\frac {d{\vec {v}}}{dt}}=m{\vec {g}}-K_{p}\cdot \rho _{air}{\frac {v^{2}}{2}}

Le calcul de l’accélération du météore

Avec les formules établies plus haut, on peut calculer l'accélération que subit le météore après son entrée dans l'atmosphère. On l'obtient en divisant l'équation précédente par la masse m :

{\frac {d{\vec {v}}}{dt}}={\vec {g}}-{\frac {K_{p}}{m}}\cdot \rho _{air}{\frac {v^{2}}{2}}

Le terme ${\frac {K_{p}}{m}}$ est une constante dépendante du météore. Les ingénieurs ont, par convention, décidé d'utiliser son inverse dans les calculs et l’appellent le coefficient balistique du météore. On ne peut pas faire de généralités dessus, si ce n'est qu'il est proportionnel à la surface du météore et inversement proportionnel à sa masse. Dans ce qui suit, nous allons noter ce coefficient balistique $\beta$ . On a donc :

{\frac {d{\vec {v}}}{dt}}={\vec {g}}-{\frac {\rho _{air}}{\beta }}{\frac {v^{2}}{2}}

On suppose que le météore rentre dans l'atmosphère avec un angle $\gamma$ . De ce fait, pour la gravité, il faut prendre la portion de la force qui est parallèle au vecteur vitesse. Vu que la force de gravité est orientée vers le bas, elle fait un angle $\gamma$ avec le vecteur vitesse, ce qui fait que la portion parallèle de cette force est égale au produit $F\cdot \sin \gamma$ . En conséquence, on peut d'or et déjà donner l'équation suivante :

{\frac {dv}{dt}}=g\cdot \sin \gamma -{\frac {\rho _{air}}{\beta }}\cdot {\frac {v^{2}}{2}}

Cette équation est formellement une équation différentielle non-linéaire de la forme suivante :

{\frac {dv}{dt}}+A\cdot v^{2}+B=0

De telles équations ont une résolution compliquée et difficile. Mais en plus de ces difficultés, la densité de l'air varie avec l'altitude suivant une équation qui est loin d'être simple. Globalement, la force de traînée augmente parce que l'air devient de plus en plus dense au fur et à mesure qu'on se rapproche de la surface. Pour rappel, nous avions vu que dans un cas simple d'atmosphère isotherme, la densité de l'air décroît exponentiellement avec l'altitude, dans le chapitre sur les atmosphères planétaires. Une telle simplification permet de considérablement simplifier les calculs, mais elle ne colle pas parfaitement pour de nombreuses planètes telluriques.

La dynamique de la chute d'un météore

Résoudre l'équation précédente est assez compliqué sans hypothèses annexes, mais nous allons donner des résultats qualitatifs. Lors de la chute, la force de gravité reste approximativement constante alors que la force de traînée diminue progressivement avec le ralentissement du météore. Ce faisant, la force de traînée se rapproche de plus en plus de la force de gravité. Si la chute prend suffisamment de temps, les deux forces finiront par s'égaliser et s'annuler l'une l'autre. Le météore cesse donc de décélérer et atteint donc une vitesse constante, appelée la vitesse terminale, qui est souvent proche de quelques centaines de mètres par secondes.

On peut la calculer en partant du bilan des forces vu plus haut, écrit comme suit :

{\frac {dv}{dt}}=g\cdot \sin \gamma -{\frac {\rho _{air}}{\beta }}\cdot {\frac {v^{2}}{2}}

Une fois la vitesse terminale atteinte, l'accélération s'annule, ce qui donne :

g\cdot \sin \gamma -{\frac {\rho _{air}}{\beta }}\cdot {\frac {v^{2}}{2}}=0

Ce qui s'écrit aussi :

g\cdot \sin \gamma ={\frac {\rho _{air}}{\beta }}\cdot {\frac {v^{2}}{2}}

On isole $v^{2}$ :

v^{2}={\frac {2\cdot g\cdot \beta }{\rho _{air}}}\sin \gamma

On utilise la formule $\beta ={\frac {m}{K}}$ et on réorganise les termes :

v^{2}={\frac {2mg}{\rho _{air}}}\cdot {\frac {\sin \gamma }{K}}

On pose que $\gamma$ et K sont des constantes de proportionnalités sans intérêt :

v^{2}\propto {\frac {2mg}{\rho _{air}}}

On prend la racine carrée :

v_{\text{terminale}}\propto {\sqrt {\frac {2mg}{\rho _{air}}}}

L'équation précédente dit que la vitesse terminale ne dépend pas de la vitesse initiale, la vitesse cosmique du météore. Le météore ralentit jusqu'à atteindre la vitesse terminale. Cela prend un certain temps, durant lequel le météore parcourt une certaine distance. La distance que met le météore à atteindre sa vitesse terminale est appelée la distance de freinage. Elle 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. Cela veut dire qu'un météore très massif atteint sa vitesse terminale à une altitude plus basse qu'un météore moins massif.

Certains météores très massifs et/ou très rapides n'ont pas le temps d'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. Mais si on omet les cas d'impacts à hypervitesse, les impacts de météorites sont souvent peu impressionnants, sauf cas particuliers. Les météorites qui tombent à vitesse terminale ne vont pas très vite et donnent seulement de petits trous dans le sol, à peine plus gros qu'elles.

La formation d'ondes de choc

La vitesse cosmique est presque tout le temps 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 engendre 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.

Le chauffage aérodynamique et ses conséquences

Un météore qui rentre dans l'atmosphère chauffe. Pour comprendre lesquelles, reprenons l'exemple d'un avion qui passe mach 1. Vous le savez peut-être déjà, mais un avion qui va plus vite que le mur du son voit sa partie avant, son nez comme disent certains, chauffer très fort. Si l'avion va à deux fois la vitesse du son, la température de son nez approche les 180°c. Pour trois fois la vitesse du son, la température va jusqu’à 240°c. Le fuselage de l'appareil doit d'ailleurs être prévu en conséquence pour ne pas fondre lors de la traversée. Il s'agit du phénomène dit de chauffage aérodynamique. Les météores ne sont pas épargnés par ce phénomène et eux aussi chauffent. Et ce d'autant plus qu'ils dépassent la vitesse du son.

L'origine du chauffage aérodynamique

Pour expliquer ce phénomène de chauffage aérodynamique, les novices accusent la friction atmosphérique, mais la réalité est plus compliquée. La friction atmosphérique a bien un effet thermique, mais c'est une raison minoritaire par rapport aux autres raisons. En réalité, la hausse de température provient d'autres raisons. La première raison est la compression de l'air et des gaz en aval du météore, au niveau de l'onde de choc lié au passage du mur du son. Et quand on sait que tout gaz compressé chauffe, on devine que la température de l'air augmente et que la chaleur de l'air se transmet au météore. Une troisième raison, complémentaire des deux précédentes, est qu'il se produit de nombreuses réactions chimiques entre l'air et les minéraux du météore, dont certaines dégagent de la chaleur. La plupart de ces réactions exothermiques (qui dégagent de la chaleur) sont catalysées par les fortes températures à la surface du météore.

Pour résumer, friction atmosphérique, compression liée à l'onde de choc et réactions chimiques chauffent le météore. Plus la vitesse augmente, plus la friction et la compression entraînent une hausse de la température du météore. Mais suivant la vitesse, l'un de ces deux effets va dominer l'autre. Reste à comparer les trois processus. En général, la force de friction a un effet assez faible comparé à l'effet de la compression de l'air. C'est du moins le cas tant que le météore va plus vite que le son. Une fois que le météore a ralenti suffisamment, seule la force de friction se manifeste.

L'énergie thermique fournit par la friction atmosphérique se calcule en partant de la force de traînée, qui vaut :

F_{t}\propto {\frac {1}{2}}\rho _{air}v^{2}

De cette équation, on peut calculer la puissance maximale que peut fournir la friction atmosphérique, la puissance de traînée. Pour cela, on doit multiplier la force par la vitesse. La puissance de traînée vaut donc :

P_{t}\propto {\frac {1}{2}}\rho _{air}v^{3}

, avec

P_{t}

la puissance de traînée.

Seule une partie de cette puissance est transmise au météore et effectivement transformée en chaleur. On en rend compte en multipliant la puissance de traînée par le coefficient $c_{h}$ :

P\propto {\frac {1}{2}}\rho _{air}v^{3}\cdot c_{h}

, avec

P

la puissance de traînée effectivement transmise au météore sous forme de chaleur.

On voit que la friction de l'air entraîne un transfert de chaleur qui est proportionnel au cube de la vitesse du météore et proportionnel à la densité de l'air. Pour simplifier les calculs, on peut résumer cela avec la formule suivante :

P=K\cdot \rho _{air}\cdot v^{3}

, avec

K

une constante quelconque

Le bilan thermique et énergétique du météore chauffé

Le chauffage atmosphérique chauffe le météore, ainsi que l'air qui l'entoure. La conservation de l'énergie nous dit que toute chaleur transmise au météore finit quelque part. La chaleur captée par le météore va soit être conservée par le météore et augmenter sa température, soit d'échapper du météore. Une bonne partie sert à augmenter la température du météore. Le chauffage aérodynamique fait atteindre au météore des températures de l'ordre de plusieurs milliers de degrés. Une autre partie de la chaleur sert à liquéfier et même à vaporiser le météore, ce qui est tout sauf étonnant au vu de la température atteinte par le météore. Outre cette perte de chaleur par vaporisation, le météore perd de la chaleur par rayonnement, et ce pour deux raisons. En premier lieu, le gaz émis lors de la vaporisation, très chaud, brille intensément. En second lieu, il en est de même pour la surface du météore, qui est comme chauffée à blanc. La lumière est souvent visible depuis le sol, ce qui donne une boule de feu plus ou moins visible. Les étoiles filantes en sont un bon exemple : ce sont des météores de petite taille qui brillent lors de leur traversée de l'atmosphère.

La chaleur apportée au météore est consommée par trois processus : l'émission de lumière, la vaporisation de la surface du météore, et l'augmentation de sa température interne. On peut mettre ce processus en équation, ce qui est relativement simple. Il suffit de faire une équation de bilan d'énergie, qui compte l'énergie apportée au météore et son utilisation. Pour cela, il faut mettre en équation quelle quantité d'énergie est rayonnée, quelle quantité d'énergie sert à chauffer le météore, etc. L'énergie fournit au météore sert à le chauffer, le vaporiser/liquéfier et à lui faire émettre de la lumière. Nous allons raisonner en termes de puissance plutôt que d'énergie, ce qui donne :

P_{entrante}=P_{\text{rayonnement}}+P_{\text{vaporisation}}+P_{\text{chaleur}}

L'émission de lumière permet à la chaleur de quitter le météore. La puissance rayonnée par unité de surface se calcule avec la loi de Stephan-Boltzmann, vue dans le chapitre sur la température de surface des planètes. Elle est cependant légèrement modifiée, car le météore n'est pas un corps noir parfait. Pour cela, on la modifie par un coefficient $\epsilon$ , nommé l'émissivité. De plus, le rayonnement émis dépend non pas de la température absolue du météore, mais de la différence de température avec l'air. En multipliant la formule modifiée par la surface du météore, on trouve la puissance rayonnée par le météore :

P_{\text{rayonnement}}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}\cdot S

, avec

T_{s}

la température de la surface du météore et S la surface du météore.

Pour l'énergie nécessaire à la vaporisation, le gaz émis par le météore disparaît sous forme gazeuse dans l'atmosphère, ce qui lui fait perdre de la masse. Pareil pour la liquéfaction : la friction avec l'atmosphère emporte de la matière liquide. Il faut fournir une certaine énergie pour vaporiser un gramme de météore, qui peut se calculer ou se déterminer expérimentalement en laboratoire en vaporisant des échantillons de roches. Notons $H$ cette énergie de vaporisation par unité de masse. On a alors :

P_{\text{vaporisation}}=H\cdot {\frac {dM}{dt}}

, avec H l'énergie nécessaire pour vaporiser une unité de masse du météore.

Pour l'augmentation de la température du météore, l'énergie utilisée dépend de la masse chauffée et de la température atteinte. Il faut une certaine énergie pour chauffer un gramme de météore de 1°c. Cette énergie est appelée la chaleur spécifique massique et elle est notée $c_{s}$ . En multipliant cette énergie par la masse du météore et l'augmentation de température obtenue, on a l'énergie totale utilisée pour augmenter la température interne du météore. Ici, on considère la masse totale du météore et une température uniforme pour le météore. La température uniforme cache le fait que seule la surface du météore est chauffée pour les gros météores. L'équation obtenue est donc :

P_{\text{chaleur}}=M\cdot c\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

, avec

T_{i}

la température moyenne de l'intérieur du météore.

En faisant le bilan, on a donc :

P_{entrante}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}\cdot S+H\cdot {\frac {dM}{dt}}+M\cdot c\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

Ce bilan est souvent reformulé pour déterminer la puissance émise/entrante par unité de surface. Pour cela, on prend l'équation précédente et on la divise par la surface du météore.

{\frac {P_{entrante}}{S}}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}+{\frac {H}{S}}\cdot {\frac {dM}{dt}}+{\frac {M}{S}}\cdot c\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

La masse du météore est par définition le produit du volume par la densité :

{\frac {P_{entrante}}{S}}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}+{\frac {H}{S}}\cdot \rho \cdot {\frac {dV}{dt}}+\rho \cdot {\frac {V}{S}}\cdot c\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

Armé de cette équation, étudions le dernier terme. Il montre que le chauffage de l'intérieur du météore est d'autant plus faible que son rapport volume/surface est élevé. C'est du moins le cas si on pose une énergie de chauffage donnée, et que l'on suppose la densité et la chaleur spécifique constante. Pour le dire autrement, un météore voit son intérieur chauffer d'autant plus facilement qu'il a un rapport surface/volume élevé. Et un rapport surface/volume élevé n'est observé que pour des météores de petite taille.

Si on suppose un météore approximativement sphérique de rayon R, alors le rapport surface/volume vaut ${S \over V}={3 \over R}$ . En injectant la formule dans l'équation précédente, on a :

{\frac {P_{entrante}}{S}}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}+{\frac {H}{S}}\cdot \rho \cdot {\frac {dV}{dt}}+R\cdot {\frac {\rho \cdot c}{3}}\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

La dérivée du volume vaut : ${\frac {dV}{dt}}=4\pi R^{2}=S$ , ce qui est équivalent à la surface de la sphère. En injectant dans l'équation précédente, on trouve :

{\frac {P_{entrante}}{S}}=\epsilon \cdot 4\sigma (T_{s}-T_{air})^{4}+H\cdot \rho +R\cdot {\frac {\rho \cdot c}{3}}\cdot {\frac {dT_{i}}{dt}}

On voit que l'énergie rayonnée dépend surtout de la température du météore, que l'énergie de vaporisation dépend surtout de sa densité et que l'énergie utilisée pour augmenter la température dépend à la fois de la densité et du rayon du météore.

L'équation précédente dit que plus le météore est gros, plus chauffer son intérieur demande d'énergie. Pour les petits astéroïdes, la vaporisation est totale : ils se vaporisent intégralement avant d'atteindre la surface. Mais pour les météores plus gros, la vaporisation/fusion est limitée. Pour les gros météores, les températures élevées ont le temps de faire fondre la surface du météore, sur une faible profondeur (quelques centimètres), mais la chaleur n'a pas le temps de pénétrer en profondeur. Ce qui explique que les météorites ont un cœur relativement froid, immédiatement après leur chute. Par la suite, la surface fondue va refroidir et se solidifier, formant une croûte 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 croûte de fusion. De telles formations s'appellent des rémaglyptes.

Les boules de feu : quand le météore émet beaucoup de lumière

Comme dit plus haut, les météores sont chauffés au point qu'ils émettent de la lumière. La lumière est souvent visible depuis le sol, ce qui donne une boule de feu plus ou moins visible. Les étoiles filantes en sont un bon exemple : ce sont des météores de petite taille qui brillent lors de leur traversée de l'atmosphère. Les petits météores donnent d'ailleurs des étoiles filantes seulement visibles la nuit, alors que les météores plus imposants donnent des boules de feu visibles même en plein jour.

La lumière d'un météore a deux origines. La première est que le gaz émis lors de la vaporisation brille intensément. La seconde est que la surface du météore, qui est comme chauffée à blanc, brille elle aussi. La grosse majorité du rayonnement provient des gaz émis et de l'ionisation de l'air. Ce qui explique que la couleur de la boule de feu dépend de la composition chimique du météore. Certains météores ont une jolie couleur blanche/orangée, d'autres une couleur bleue, verte, voire rouge.

Dans les équations précédentes, le terme d'énergie de rayonnement rendait compte seulement de la brillance de la surface du météore, mais pas du tout de la brillance du gaz vaporisé. Pour cette dernière, on ne peut que supposer qu'elle est proportionnelle à l'énergie cinétique du météore. À chaque instant, une partie de l'énergie cinétique du météore est transformée en radiation (par l'intermédiaire de la vaporisation du météore en gaz). L'intensité de la lumière est donc égale, par définition, à :

I=\tau \cdot {\frac {dE_{c}}{dt}}

, avec

\tau

la partie de l'énergie cinétique du météore qui est convertie en radiation, et

E_{c}

l'énergie cinétique du météore.

Par définition, on a $E_{c}={\frac {1}{2}}mv^{2}$ . En injectant dans l'équation précédente, on trouve :

I=\tau \cdot {\frac {d}{dt}}\left({\frac {1}{2}}mv^{2}\right)

On peut sortir les constantes de la dérivée et simplifier :

I={\frac {\tau }{2}}{\frac {d}{dt}}\left(mv^{2}\right)

On applique la formule de la dérivée d'un produit :

I={\frac {\tau }{2}}\left(m{\frac {dv^{2}}{dt}}+v^{2}{\frac {dm}{dt}}\right)

On calcule la dérivée du carré de la vitesse :

I={\frac {\tau }{2}}\left(2\cdot mv\cdot {\frac {dv}{dt}}+v^{2}{\frac {dm}{dt}}\right)

En simplifiant, on trouve :

I=\tau \left(mv\cdot {\frac {dv}{dt}}+{\frac {v^{2}}{2}}{\frac {dm}{dt}}\right)

Si on considère que la vitesse du météore est constante, on trouve la formule suivante :

I=\tau \cdot {\frac {v^{2}}{2}}{\frac {dm}{dt}}

Les étoiles filantes : des petits météores qui se vaporisent sous l'effet de la chaleur

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 laissés 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.

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 août, 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.

La classification des boules de feu

Les boules de feu s'éteignent quand le météore est complètement consumé ou quand il refroidit assez pour ne plus émettre de lumière visible. Les petits météores émettent de la lumière tant qu'ils ne sont pas totalement vaporisés. Quant aux gros météores, ils ralentissent du fait de la friction atmosphérique, jusqu’à atteindre leur vitesse terminale. De ce fait, ils refroidissent, ce qui fait que certaines météorites sont froides lorsqu'elles touchent le sol. Ils arrêtent de briller peu après leur vitesse terminale atteinte, ce qui fait que l'on appelle cette phase de chute libre : le "vol sombre". La chute en vol sombre est de quelques minutes à quelques dizaines de minutes tout au plus.

L'altitude à laquelle un météore cesse de briller dépend de beaucoup de paramètres. Les paramètres cinématiques, comme la densité de l'air, la vitesse du météore, sa masse ou son angle d'entrée dans l'atmosphère jouent un grand rôle, car ils sont déterminants dans le calcul de la vitesse terminale et de la trajectoire du météore. Mais la composition chimique et la structure interne du météore jouent aussi un rôle qu'il est intéressant d'étudier. Pour classer les météores et les boules de feu associées, les scientifiques se basent surtout sur la composition et la structure. Divers indices calculables ont été inventés pour classer les météores. Pour chaque observation, on calcule la valeur de l'indice pour le météore considéré et celui-ci donne un résultat chiffré. Suivant la valeur de l'indice, le météore est alors classé dans telle ou telle catégorie.

Le plus connu des indices pour classer les boules de feu est l'indice PE, qui se calcule avec la formule suivante :

PE=\log \rho _{air}+A\cdot \log M_{initiale}+B\cdot \log v_{cosmique}+C\cdot \log(\cos z_{r})

, avec

\rho _{air}

la densité de l'air,

M_{initiale}

la masse du météore avant son entrée dans l'atmosphère,

v_{cosmique}

la vitesse cosmique et

z_{r}

l'angle entre radiant et zénith.

L'indice PE permet de classer les météores selon leur composition chimique et leur structure. Il faut dire qu'il a été conçu pour éliminer au mieux l'influence des facteurs cinématiques. Il permet de classer les météores en quatre types nommés I, II, IIIa et IIIb. Ils sont associés à des types bien particuliers de météorites, que nous n'avons pas encore vu à ce point du cours. Nous verrons cela plus en détail dans le chapitre sur les météorites.

Pour anticiper sur la suite du cours, ils correspondent approximativement aux météorites ordinaires (météore de type I), carbonées (météore de type II), et aux fragments de comètes (météore de type III).

La fragmentation des météores

Il arrive assez souvent que le météore se fragmente lors de sa chute. Les fragments vont alors 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.

Il faut noter que lorsqu'un météore se fragmente avant d'avoir refroidi, chaque fragment du météore a sa propre croûte de fusion. C'est d'ailleurs comme cela que l'on peut savoir si la fragmentation a eu lieu avant ou après que le météore n'atteigne sa vitesse terminale.

Il se peut que le météore se fragmente dès son entrée dans l'atmosphère, comme montré par de nombreuses observations. Il faut dire que certains petits météores sont composés de cailloux mal soudés entre eux. La moindre contrainte mécanique peut casser les liaisons entre les morceaux du météore et le fragmenter. Mais il arrive aussi que les gros météores se fragmentent, ce qui arrive souvent à une altitude assez basse.

L'impact sur la surface tellurique

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

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.

La formation d'un cratère d'impact

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.

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Les magnétosphères planétaires

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

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

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.

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.

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 gardé 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

L'existence des champs magnétiques planétaires pose la question de leur origine. Et suivant la planète, les mécanismes qui sont à l'origine des champs magnétiques planétaires ne sont pas les mêmes. Dans le détail, on distingue les champs magnétiques entretenus et rémanents.

Le premier mécanisme possible se base sur l'aimantation spontanée des roches, mais il ne peut expliquer que l'aimantation rémanente des planètes qui ont eu un champ magnétique dans le passé, comme nous le verrons dans quelques chapitres. Dans les faits, les matériaux qui composent les planètes n'ont pas d'aimantation spontanée. Par contre, ils peuvent en acquérir si on les soumet à un champ magnétique. Or, , certaines planètes ont eu un champ magnétique qui a disparu au cours des temps géologiques. Mais les roches de la planète ont gardé une aimantation rémanente. Dans le détail, les minéraux qui se sont formés quand le champ existait se sont orientés vers l'axe du champ magnétique, sans compter qu'ils se sont aussi aimantés. Une fois la roche formée, les minéraux ont conservé leur direction et leur aimantation, même après que le champ magnétique planétaire ait disparu. Le résultat est qu'il reste un reliquat de champ magnétique dans les roches, qui peut se sentir dans l'espace. Un tel champ magnétique est appelé un champ magnétique planétaire rémanent, à opposé au champ magnétique planétaire entretenu que nous allons voir juste après.

Les champs magnétiques entretenus sont créés par des courants électriques à l'intérieur d'une planète ou d'un satellite. Ils apparaissent sous certaines conditions. Il faut notamment que l'intérieur de la planète soit partiellement ou totalement liquide. De plus, le liquide en question doit être conducteur de l’électricité, ce qui signifie que des courants électriques peuvent s'y former et s'y déplacer sans trop de problèmes. Le champ magnétique se forme quand des courants électriques se déplacent dans cette couche liquide conductrice. Rappelons qu'un courant électrique génère un champ magnétique tout autour de lui. Pour qu'une planète ait un champ magnétique, il suffit donc qu'il existe des courants électriques stables à l'intérieur de la planète. Chaque courant électrique va générer un champ magnétique et la somme totale pour tous les courants donnera le champ magnétique planétaire. Au niveau macroscopique, le mécanisme précédent est l'un des deux phénomènes connus capable de former un champ magnétique de grande intensité. Et c'est le seul responsable dans le cas des champs magnétiques planétaires.

Si on souhaite classer les mécanismes à l'origine des courants électriques intra-planétaires, on se retrouve avec deux types principaux. Dans le premier type, le champ magnétique est directement généré par la planète. Dans le second type, le champ magnétique est généré par l'interaction entre l'intérieur de la planète et un champ magnétique extérieur. Le champ magnétique d'une planète est alors induit en réponse au champ magnétique d'une autre planète. Le phénomène physique qui lui donne naissance n'est autre que le phénomène d'induction magnétique, d'où son nom de champ magnétique induit.

Les champs d'origine interne

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 elles-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

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 génèreront 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.

Le vent solaire : un flux de particules émis par le Soleil

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 vent solaire est un flux permanent de particules, émis en permanence par le Soleil. Le nom "vent solaire" donne une bonne intuition ce que phénomène. Tout se passe comme si le Soleil émettait un vent de particules tout autour de lui. Les particules du vent solaire 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. Le vent solaire est donc surtout composé de particules chargées, ce qui fait qu'il va naturellement interagir avec les magnétosphères, que ce soit pour les déformer ou causer d'autres phénomènes.

La densité du vent solaire décroit assez rapidement, avec le carré de la distance, ce qui fait que les planètes proches reçoivent un fort vent solaire alors que les planètes lointaines sont relativement épargnées. Le vent solaire agit comme une sorte de souffle, qui repousse la matière interstellaire. Il oppose donc une force de pression dirigée vers l'extérieur du système solaire. Et cette force de pression diminue avec la distance, toute comme la densité du vent solaire lui-même. La pression du vent solaire repousse donc la matière interstellaire, jusqu'à un point d'équilibre, quand la pression du vent solaire devient égale à la pression du milieu extérieur. La frontière d'équilibre entre vent solaire et pression extérieure est appelée l'héliopause.

Précisons que le vent solaire est émis pendant que le Soleil tourne sur lui-même, ce qui a des conséquences. Prenons le vent solaire émis à un endroit du Soleil. Après son émission, le Soleil va tourner sur lui-même, ce qui fait que le nouveau vent solaire est alors émis avec un angle. Si on réfléchit bien, on voit que le vent solaire émis en un point de la surface solaire forme une spirale, appelée spirale de Parker. Techniquement, le vent solaire n'est pas émis uniformément sur toute la surface du Soleil : il y a des zones où le vent est plus fort qu'ailleurs, même si la position de ces zones varie rapidement. Et cela se retrouve dans l'espace autour du Soleil : on trouve des zones où le champ magnétique est plus intense et d'autres où il est plus faible. Cela déforme les spirales de Parker émises en des points proches : les spirales se resserrent là où le champ est fort, elles s'éloignent là où le champ est faible. On retrouve donc des déformations dans le champ magnétique interplanétaire , qui trahissent des inhomogénéités du vent solaire initial. De tels phénomènes sont impliqués dans la naissance des aurores polaires, par une série de mécanismes difficiles à expliquer.

L'interaction du vent solaire avec les planètes/satellites/autres corps dépend du corps en question. Rappelons que la quasi-totalité du vent solaire est composé de particules chargées, qui sont déviées par un champ magnétique. De plus, le vent solaire transporte un champ magnétique qui interagit avec les milieux conducteurs. On peut se retrouver avec trois cas : soit le corps n'est ni conducteur ni aimanté, soit il est simplement conducteur, soit le corps a un champ magnétique qui interagit avec le vent solaire.

Le cas des petits corps non-conducteurs sans champ magnétique est assez simple. Le vent solaire interagit avec la surface tellurique du corps considéré et intervient dans l’érosion spatiale, vue il y a quelques chapitres. Le flux de particule chargé attaque a surface et entraine des modifications physiques et chimiques assez importantes.
Si le corps considéré est conducteur, comme c'est le cas pour les comètes, des interactions peuvent se produire entre le petit corps et le vent solaire. L'effet est surtout visible avec les comètes, qui sont composées surtout d'eau glacée (un excellent conducteur). L'interaction entre la comète et le vent solaire donne naissance à une queue cométaire, comme on le verra dans le chapitre sur les comètes et astéroïdes.
Le cas d'un corps avec un champ magnétique est étudié dans la section suivante.

Les magnétosphères planétaires : l'interaction entre vent solaire et champs magnétiques planétaires

Les planètes sont entourées par une cavité magnétique dans le vent solaire, qui est appelé la magnétosphère de la planète. Dans une magnétosphère planétaire, le vent solaire est ralenti par un champ magnétique qui contrecarre le vent solaire. Intuitivement, on se dit que la présence d'un champ magnétique est nécessaire pour que se forme une magnétosphère. Les champs magnétiques planétaires repoussent et dévient le vent solaire, ce qui crée une magnétosphère. Mais certaines planètes sans champ magnétique ont quand même une magnétosphère, Vénus en étant un bon exemple. La raison à cela est qu'une planète est un obstacle au vent solaire et au champ magnétique qu'il transporte. Si l'obstacle est trop petit, il ne se passe rien de bien probant. Mais avec une planète, cela entraine l'apparition d'un champ magnétique induit, indépendant du champ magnétique planétaire. La présence d'un champ magnétique planétaire accentue le phénomène : le champ magnétique planétaire s'ajoute au champ magnétique induit.

La taille de la magnétosphère dépend donc de l'intensité du champ magnétique, ainsi que du vent solaire. Les planètes avec un fort champ magnétique ont évidemment une magnétosphère plus grande, plus imposante. Mais l'intensité du vent solaire a aussi un rôle à jouer, en lien avec le champ magnétique induit. Un vent solaire plus fort écrase la magnétosphère et la rend plus petite. Sachant que l'intensité du vent solaire décroit avec le carré de la distance, on devine que les planètes proches ont de plus petites magnétosphères que les planètes éloignées.

Le champ magnétique planétaire protège la 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 le vent solaire, 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

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.

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.

Magnétosphère planétaire - version simplifiée

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.

Les aurores polaires

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.

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 ultraviolets 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		Absence de champ magnétique.	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 processus à l'origine des aurores ne sont pas les mêmes sur chaque planète du système solaire. Un bon moyen de s'en rendre compte et de comparer les aurores de la Terre et celles des autres planètes.

Sur Jupiter, les aurores sont localisées près des pôles, comme sur Terre, mais la localisation exacte des aurores est complètement différente. Il existe en tout 15 régions distinctes où se forment les aurores et celles-ci ont des formes totalement inédites. Pour simplifier, on peut regrouper le tout en trois régions. La première est un anneau auroral qui encercle les pôles, allumé en permanence. La seconde est localisée à l'intérieur de l'anneau auroral, ce qui lui vaut le nom de région polaire, et les aurores s'y allument de manière variable. Enfin, à l'extérieur de l'anneau auroral, on trouve des aurores permanentes dont certaines sont liées aux satellites joviens (jovien = de Jupiter). Les aurores dans l'anneau auroral ne seraient pas liées directement au vent solaire, mais à la rotation de la planète. Elles sont présentes aussi bien de jour comme de nuit, là où les aurores terrestres sont localisées dans le côté nuit. Par contre, les aurores de la région polaire seraient analogues aux aurores terrestres. D'autres aurores sont liées à la présence des satellites de Jupiter. Les trois aurores brillantes en forme de queue de comète, localisées en dehors de l'anneau, sont liées aux satellites Io, Europe et Ganymède, qui émettent des particules chargées dans leur environnement, particules qui tombent par gravité sur Jupiter. Le point de contact entre ces queues de particules émises par les trois satellites et Jupiter donne une aurore lumineuse.

Les éruptions solaires et les magnétosphères planétaires

Il arrive que des éruptions solaires surviennent à la surface du Soleil. Durant ce genre d'évènement, le Soleil émet de grandes quantités de plasma et de gaz dans l'espace, ce qui fait que le vent solaire augmente drastiquement durant quelques jours ou quelques heures. Ces éruptions solaires sont liées à des évènements magnétiques à la surface du Soleil, qui sont assez difficiles à expliquer simplement. Mais le résultat est que l’augmentation soudaine du vent solaire a une influence sur la magnétosphère des planètes, qui vacille temporairement durant de tels évènements. Des aurores polaires apparaissent presque systématiquement lors de tels évènements.

Sur Terre, les éruptions solaires ne sont pas totalement filtrées par la magnétosphère et leur influence se fait sentir jusqu’au sol. Quelques heures après une éruption solaire, la Terre est soumise à un flux de particules très énergétiques. Et quand on dit très énergétiques, cela veut dire qu'elles sont capables d'endommager des équipements électroniques. Les satellites en orbites sont les premiers touchés, mais l'équipement au sol et les systèmes de communication peuvent aussi être endommagés si l’éruption est assez forte. Lors des pires éruptions, du matériel électronique domestique peut être endommagé s'il est en fonctionnement durant l'émission. Les transformateurs électriques peuvent aussi sauter, dans le pire des cas ! L'effet est maximal aux hautes latitudes, près des pôles, là où la protection de la magnétosphère terrestre est plus faible. Mais les pires éruptions solaires ont cependant réussi à toucher le Canada. L'exemple le plus spectaculaire, ainsi que le plus connu, est l'éruption solaire de 1989 qui a entrainé la panne électrique générale du réseau électrique d'Hydro-Québec (TransÉnergie). .

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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

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

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. Précisément, l'accélération de la gravité vaut :

g={\frac {GM}{R^{2}}}

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

a_{c}=w^{2}D

Par définition, si la planète est sphérique, on a $D=R\cos {a}$ , avec $a$ la latitude. Ce qui donne :

a_{c}=w^{2}R\cos {a}

À 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

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. À 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.

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

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 chaînes 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 entraîne une réorganisation du manteau sous-jacent, ainsi que des tensions crustales. Ces tensions peuvent limiter la hauteur de la croûte, 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 croûte, qui a fini par se fendre, donnant une fracture de grande taille : la Valles Marineris était née. L'augmentation du poids de la croûte 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

Le poids de la croûte peut limiter la taille des volcans et autres montagnes : si elles dépassent une certaine taille, la croûte 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

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 :

$g$ l'accélération de la pesanteur ;
$p$ la densité des roches de la montagne ;
$h$ la hauteur de la montagne.

P=p\times g\times h


Démonstration
La force de gravité à laquelle est soumise la montagne est égale au produit de sa masse $M$ par l'accélération de la pesanteur $g$ : $F_{g}=g\times M$ Cette force est répartie sur la base de la montagne, sur une surface $S$ . La pression à la base de la montagne est simplement égale à $F \over S$ . $P={\frac {F_{g}}{S}}={\frac {g\times M}{S}}$ La masse de la montagne est naturellement égale au produit de sa densité par son volume, ce qui donne : $P={\frac {g\times \left(\rho \times V\right)}{S}}$ En simplifiant, on trouve l'équation suivante : $P=g\times \rho \times h$

On peut alors déterminer la taille maximale de la montagne $h_{0}$ , si on connaît le seuil de résistance maximal des roches. Si on note $P_{0}$ le seuil de fluage des roches, on a :

h_{0}={\frac {P_{0}}{g\times \rho }}

Résultats

En utilisant une densité moyenne égale à celle de la croûte continentale et un seuil de $3\times 10^{8}$ (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

On a vu que le poids des chaînes de montagne et volcans peut fracturer la croûte, au point de limiter leur taille. Mais la croûte va aussi peser sur le manteau sous-jacent et entraîner 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 chaînes 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

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. Eh 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.

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.

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.

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.

Il est raisonnable de supposer que toute variation d'épaisseur de la croûte 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

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 chaînes de montagnes et aux volcans éteints. En effet, les chaînes 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 chaînes 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 $h_{l}$ , la profondeur de la racine crustale $r_{l}$ et l'épaisseur normale de la lithosphère $e$ . 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 $h$ de manteau avant d'arriver à la surface de compensation, on ajoute juste un terme $h\times d_{m}$ à la pression sous la croûte normale, ainsi que sous la chaîne 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).

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

Au niveau de la montagne, on a $h=h_{1}+e+r_{1}$ , ce qui donne une pression de :

d_{c}\times g\times (h1+e+r1)

À 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 $e$ et celle causée par le poids du manteau d'épaisseur $r1$ . Elle vaut :

g\times (e\times d_{c}+r_{1}\times d_{m})

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

d_{c}\times g\times (h_{1}+e+r_{1})=g\times (e\times d_{c}+r_{1}\times d_{m})

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

r_{1}=h_{1}\times {\frac {d_{c}}{d_{m}-d_{l}}}

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.

r_{1}\approx 6\times h_{1}

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 $h_{1}$ , tandis que l'amincissement en profondeur est noté $r_{1}$ . Les calculs qui vont suivre supposent que la surface de compensation est située à la profondeur normale de la lithosphère, comme illustré ci-dessous.

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

e\times d_{l}

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 :

(e-r_{1}-h_{1})\times d_{l}+r_{1}\times d_{a}

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

r_{1}=h_{1}\times {\frac {d_{l}}{d_{a}-d_{l}}}

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 connaître la densité du matériel qui remplit la dépression, que l'on notera $d_{e}$ . On obtient alors :

r_{1}=h_{1}\times {\frac {d_{l}-d_{e}}{d_{a}-d_{l}}}

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

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.

Sous une lithosphère normale, sans dilatation ou contraction thermique, la densité de la croûte est normale, égale à $d_{c}$ . La pression à la base est donc proportionnelle à :

e\times d_{c}

Sous la lithosphère chauffée, elle vaut :

(h_{1}+e)\times d_{1}

, avec

d_{1}

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 :

e\times d_{c}=(h_{1}+e)\times d_{1}

Quelques manipulations algébriques donnent alors :

d_{1}={\frac {e}{e+h_{1}}}\times d_{c}

Les ruptures de l'équilibre isostatique

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 entraîne 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.

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 chaînes 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 chaînes 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 chaînes 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 entraîne aussi une rupture de l'équilibre isostatique sous le cratère. L'impact va en effet retirer une épaisseur plus ou moins importante de croûte, 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 entraîne la fracturation de la croûte autour du cratère, formant des failles concentriques d'effondrement (des grabens circulaires). Dans d'autres cas, cela entraîne 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 connaître assez approximativement la viscosité du manteau et l'épaisseur de la croûte du corps tellurique.

Les forces de marées

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 croûte terrestre, l'intérieur du manteau, etc. Il est souvent dit que ces déformations de la croûte 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

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 :

{\vec {m}}={\frac {d{\vec {F(r)}}}{dr}}={\frac {d{\vec {a(r)}}}{dr}}

, avec

r

la distance avec le centre de l'attracteur,

{\vec {F}}

la force de gravité et

{\vec {a}}

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.

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 :

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 :

\Delta F_{gravite}={\frac {GMm}{(d-r)^{2}}}-{\frac {GMm}{(d+r)^{2}}}

\Delta F_{gravite}=GMm\left({\frac {1}{(d-r)^{2}}}-{\frac {1}{(d+r)^{2}}}\right)

En mettant au même dénominateur les termes ${\frac {1}{(d-r)^{2}}}-{\frac {1}{(d+r)^{2}}}$ , on trouve que : $2dr \over d^{4}+d^{2}r^{2}+2d^{3}r$ .

\Delta F_{gravite}=GMm{\frac {4dr}{d^{4}+r^{4}-2d^{2}r^{2}}}

En supposant que le rayon r est très petit, on peut simplifier les calculs. Avec cette hypothèse, on peut négliger le terme $r$ au dénominateur de l'expression ${\frac {4dr}{d^{4}+r^{4}-2d^{2}r^{2}}}$ . Celle-ci se simplifie en : ${\frac {4r}{d^{3}}}$ . La force de marée vaut donc :

F_{maree}=GMm{\frac {4r}{d^{3}}}

Le champ de marée

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.

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 :

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. En clair, 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 trois lois de Kepler

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'est et se coucher à l'ouest. 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.

À 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. À 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

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 $d_{A}$ du point A et à une distance $d_{B}$ du point B. Pour tout point de l'ellipse, la somme $d_{A}+d_{B}$ est la même.

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

Lorsqu'une planète se déplace sur son orbite, il y a un point où elle est la plus proche du Soleil et un autre où elle en est la plus éloignée. Ces deux points sont appelés respectivement la périapside et la apoapside. L'apoapside est la distance maximale entre l'objet en orbite et le foyer où se trouve le Soleil, alors que la périapside est la distance minimale. Dans le cas où l'on parle de l'orbite d'un corps qui tourne autour du Soleil (une planète, par exemple), on parle aussi de périhélie et d'aphélie.

La seconde loi de Kepler

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. La seconde loi dit que pour une durée fixée, l'aire de cette surface reste la même, quelle que soit la position de l'arc d'ellipse.

La troisième loi de Kepler

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

{\frac {2\pi }{T}}^{2}\propto a^{3}

, avec

T

la période orbitale et

a

le demi-grand axe de l’orbite.

Les paramètres orbitaux

Décrire l'orbite d'une planète dans le système solaire demande de fournir plusieurs paramètres, au moins six. Les paramètres en question sont appelés les paramètres orbitaux. Ils portent respectivement les noms de demi-grand axe, d'excentricité, d'inclinaison, de longitude du nœud ascendant, d'argument du périastre et de position de l'objet sur son orbite. Les deux premiers décrivent la forme de l'orbite, la forme de l'ellipse, les deux suivants indiquent la position du plan de l'orbite, l'avant-dernier donne la position de l'ellipse sur le plan de l'orbite et le dernier donne la position de la planète ou du satellite sur l'orbite. Le schéma ci-dessous illustre les paramètres orbitaux, mais ne suffira pas à lui seul pour les comprendre. Aussi, dans cette section, nous allons voir en détail à quoi correspondent ces paramètres orbitaux.

La description de l'ellipse orbitale

Les premiers paramètres décrivent la forme de l'ellipse qui constitue l'orbite. On peut décrire cette ellipse de plusieurs manières, mais la plus simple fait appel à deux paramètres appelés 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). On peut aussi utiliser non pas le petit axe et le grand axe, mais leur moitié. En mathématique, ces deux grandeurs sont appelées le demi-petit axe et le demi-grand axe.

Mais les astronomes n'utilisent pas le demi-grande axe et le demi-petit axe. À la place, ils utilisent deux paramètres appelés le demi-grand axe et l’excentricité. Le demi-grand axe n'est autre que la moitié du grand axe vu précédemment. Par contre, le petit axe est remplacé par un paramètre appelé l'excentricité, qui décrit l’aplatissement de l'ellipse, l'écart entre l'ellipse et un cercle parfait. L'excentricité est comprise entre 0 et 1 : elle vaut 0 pour un cercle, 1 pour une ellipse totalement aplatie (un segment).

L'excentricité peut se calculer à partir de la distance entre les deux foyers, notée $F$ , et la longueur du grand-axe.

e={\frac {F}{2\cdot a}}

, avec

a

le demi-grand axe.

L'excentricité peut se calculer à partir du demi-petit axe et du demi-grand axe, avec la formule suivante :

e={\frac {a-b}{a+b}}

Enfin, on peut aussi utiliser la formule suivante :

e={\frac {c}{a}}

, avec c la distance entre le centre de l'ellipse et un foyer, qui vaut

c={\sqrt {a^{2}-b^{2}}}

.

Une autre définition équivalente est donnée par la formule suivante :

e={\sqrt {1-{\frac {b^{2}}{a^{2}}}}}

On peut relier l'excentricité avec périapside et apoapside. Dans ce qui suit, on note $r_{p}$ la périapside et $r_{a}$ l'apoapside, alors que l'excentricité est notée $e$ . On a, par définition de l'excentricité :

r_{p}=a(1-e)

r_{a}=a(1+e)

La description du plan orbital

L'ellipse qui forme l'orbite est orientée d'une certaine manière dans l'espace. Elle est comprise dans un plan que nous allons appeler plan orbital. Le plan orbital est repéré par rapport à un plan de référence, choisi de manière adéquate. Le plan de référence varie fortement suivant la situation, mais le corps situé au foyer de l'ellipse est forcément situé sur ce plan. Par exemple, si on veut décrire l'orbite de la Terre autour du Soleil, le plan de référence doit contenir le Soleil en un de ses points. Même chose si on étudie l'orbite de la Lune autour de la Terre : la Terre doit être dans le plan de référence. Pour les planètes du système solaire, le plan utilisé est l'écliptique, le plan qui contient l'orbite de la Terre.

Intersection de deux plans non-parallèles.

Il est rare que le plan de référence se confonde avec le plan orbital : un tel cas n'aurait aucun intérêt. Dans les faits, les astronomes n'étudient que des situations où le plan de référence est différent du plan orbital, et où les deux plans ne sont pas parallèles. Les deux plans vont donc se couper, ils s'interpénètrent sur une droite. L'orbite coupe le plan de référence en deux points : le nœud ascendant et le nœud descendant. Leur nom est lié au mouvement du corps sur l'orbite : la planète monte par rapport au plan de référence quand elle passe le nœud ascendant, alors qu'elle descend quand elle passe au nœud descendant. Les deux nœuds sont reliés par une ligne, qui est la ligne des nœuds, sur laquelle le plan de l’orbite et le plan de référence se coupent l'un l'autre, s'interpénètrent.

Le plan orbital est incliné par rapport au plan de référence, sans compter qu'il est légèrement tourné. En tout, cela fait deux paramètres : l'angle d'inclinaison et l'angle de rotation entre les deux plans. Pour l'inclinaison, on suppose que le plan de référence définit l'horizontale. Le plan orbital est penché par rapport à cette horizontale, avec un certain angle, qui n'est autre que l'inclinaison. L'angle d'inclinaison est assez facile à mesurer, l'angle en question étant une mesure absolue. Par contre, l'angle de rotation entre les deux plans est lui relatif. C'est à dire qu'il faut préciser une direction bien précise pour dire que les deux plans sont tournés par rapport à cette direction. En plus du plan de référence, il faut donc préciser une direction de référence sur le plan de référence. La direction pointe vers un point de la sphère céleste qui s'appelle le point vernal.

Pour résumer, on doit définir deux paramètres pour décrire le plan orbital et la manière dont il est orienté par rapport au plan de référence.

Le premier est l'inclinaison, l'angle entre les deux plans.
Le second est la longitude du nœud ascendant/descendant, à savoir l'angle entre la ligne des nœuds et la direction de référence.

Enfin, on peut ajouter l'argument du périapside, l'angle formé entre le périapside et la ligne des nœuds. Formellement, ce paramètre n'aide pas à décrire l'orientation du plan orbital. Mais il est souvent regroupé avec les deux paramètres précédents. Nous en reparlerons dans la section suivante, par souci de cohérence.

La description de la position du corps sur l'orbite

Pour terminer la description de l'orbite d'une planète, il faut indiquer comment l'ellipse est orientée sur le plan orbital, et où se trouve le corps sur l'orbite.

L'orientation de l'ellipse sur le plan orbital est décrit par un angle, l'argument du périapside dont nous avons parlé plus haut. Il s'agit de l'angle formé entre le périapside et la ligne des nœuds.

La position de la planète à un instant t peut se décrire de plusieurs manières différentes, mais la plus utilisée est l'anomalie vraie, à savoir l'angle entre la planète et la périapside.

Le mouvement de la planète sur l'orbite

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

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 planètes 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

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 céleste et les lois 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 :

P=2\pi {\sqrt {\frac {a^{3}}{GM}}}

, avec

a

la longueur du demi-grand axe,

G

est la constante de gravitation et

M

la masse du Soleil.

La vitesse orbitale

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.

La vitesse en un point quelconque, situé à une distance d du corps central (ici, le Soleil) se calcule avec la formule suivante :

v(d)={\sqrt {GM\left({\frac {2}{d}}-{\frac {1}{a}}\right)}}

La vitesse au périapside se calcule avec la formule suivante :

v_{p}={\sqrt {(1+e){\frac {GM}{r_{p}}}}}={\sqrt {\frac {(1+e)\mu }{(1-e)a}}}

, avec

\mu =GM

.

La vitesse à l'apoapside se calcule avec la formule suivante :

v_{a}={\sqrt {(1-e){\frac {GM}{r_{a}}}}}={\sqrt {\frac {(1-e)\mu }{(1+e)a}}}

, avec

\mu =GM

.

L'évolution des orbites au cours du temps

Tout ce qu'on a dit plus haut est valable pour un corps qui orbite autour d'un autre, cette situation portant le doux nom de problème à deux corps. Sous ces conditions, les orbites sont parfaitement elliptiques et ne changent pas de place une fois qu'elles sont installées. Mais dans la réalité, le système solaire comprend bien plus que deux objets et tous s'influencent mutuellement. Si on prend en compte toutes les influences gravitationnelles, les orbites des planètes sont perturbées. Sur un temps très court (quelques millénaires), l'orbite est stable et correspond aux orbites elliptiques idéales des lois de Kepler. L'orbite mesurée ainsi est appelée l'orbite osculatrice. Mais sur un temps plus long, les interactions gravitationnelles modifient la forme et le tracé des orbites, ce qui fait dériver les planètes progressivement. Après un certain temps, assez long, l’orbite réelle est une orbite perturbée qui ne correspond pas à l'orbite osculatrice initiale.

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 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.
Deuxièmement, les planètes s’attirent entre elles, ce qui rend leurs trajectoires assez chaotiques sur le long terme.
Troisièmement, les planètes vont « frotter » contre le disque interplanétaire, ce qui tend à les ralentir.

D'autres phénomènes peuvent survenir sur les petits corps, en lien avec la luminosité solaire.

Le tidal locking et la rotation synchrone

Les forces de marées, couplées à la rotation d'une planète et/ou de son satellite sont à l'origine d'un phénomène appelé la synchronisation de la rotation (tidal locking en anglais). 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 satellites du système solaire, qui font toujours face à leur planète. Et c'est pareil pour certaines planètes, qui font toujours face au Soleil : 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.

Les mécanismes du tidal locking

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 entraîné 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 entraînera 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.

L'effet se visualise bien si on regarde le champ de marée, c’est-à-dire les forces de marées en chaque point de la planète. On voit qu'il est asymétrique, ce qui signifie que la force de marée impose un couple (une différence de force entre deux points dont la résultante est nulle, mais qui force l'objet soumis à tourner). Ce couple est dans le sens opposé à a rotation de la planète, ce qui fait que la planète ralentit progressivement du fait de ce couple. Du fait de ce phénomène, la rotation de la planète et du satellite sont quelque peu ralentie à chaque marée.

Champ de marée pour un corps en rotation soumis au *tidal locking*.

La conservation du moment cinétique et le tidal locking

Notons que la planète et le satellite tournent tous deux de moins en moins vite avec le temps. Cependant, cela a des conséquences sur la forme de leurs orbites, qui augmentent de rayon avec le temps. Le tidal locking ne fait pas que ralentir la rotation des planètes/satellites, mais elle les éloigne aussi les uns des autres. C'est ce phénomène qui explique que la Lune s'éloigne de nous à une vitesse moyenne de 3,8 cm par an. En effet, la Lune et la Terre n'ont pas des orbites totalement verrouillées. La lune a encore un petit mouvement de rotation dit de libration , qui fait qu'elle ne nous présente pas tout à fait la même face d'un jour sur l'autre. Et ce phénomène fait que les forces de marées peuvent causer un phénomène de tidal locking assez faible, mais suffisant pour perturber l'orbite de la Lune. Et le résultat est qu'elle s'éloigne de nous. Dans le passé, la Lune était beaucoup plus proche de la Terre qu'actuellement, mais elle s'est éloignée au cours des temps géologiques, en même temps que sa révolution devenait de plus en plus synchrone avec la rotation de la Terre.

Pour comprendre pourquoi le ralentissement de la rotation force les planètes/satellites à s'éloigner, il faut faire un petit peu de physique assez basique. Un théorème de mécanique classique nous dit que le moment cinétique total se conserve. Pour rappel, le moment cinétique est un vecteur qui encode les informations sur la rotation d'un objet : sa direction est l'axe de rotation et sa norme dépend de la vitesse de rotation. Pour une planète ou un satellite, ce moment angulaire est la somme de deux moments : celui de sa rotation sur lui-même et celui de sa révolution sur son orbite. Le moment angulaire associé à la rotation est appelé le moment cinétique intrinsèque, alors que celui lié à la rotation est appelé le moment cinétique orbital.

Le moment cinétique orbital se calcule à partir de la formule suivante :

L_{\text{orbital}}={\vec {r}}\times m{\vec {v}}

, avec r le rayon de l'orbite, m la masse de l'astre et v sa vitesse.

Le moment cinétique intrinsèque se calcule quant à lui à partir de la formule suivante :

L_{\text{spin}}=I\times w

, avec w la vitesse de rotation angulaire (le nombre de tours par seconde) et I une quantité appelée le moment d'inertie (un équivalent de la masse pour la rotation).

L'effet de tidal locking entraîne une réduction de la vitesse de rotation, c'est-à-dire une diminution du moment cinétique intrinsèque. Vu que le moment cinétique total se conserve, le moment cinétique orbital doit augmenter pour compenser. En conséquence, la planète doit se déplacer plus vite sur son orbite et finit donc par s'éloigner. L'augmentation du moment cinétique orbital peut se traduire de deux manières : soit une augmentation de la vitesse de révolution de la planète, soit une augmentation du rayon de l'orbite. Dans les faits, l'astre va d'abord commencer par accélérer, ce qui va le forcer à s'éloigner de la planète. En s'éloignant, une partie de son énergie cinétique va alors se transformer en énergie potentielle de gravitation et l'astre ralentit. Au final, l'astre s'est éloigné, dans le sens où le rayon de son orbite a augmenté, et la vitesse de révolution s'ajuste alors à la nouvelle orbite.

Les résonances orbitales

Le phénomène de résonance orbitale se manifeste quand deux planètes/satellites ont des périodes de révolution qui sont commensurables, c’est-à-dire que leur rapport est un nombre fractionnaire. Pour le dire autrement, prenons deux planètes qui tournent autour du Soleil avec respectivement comme période de révolution $T_{A}$ et $T_{B}$ . La résonance a lieu si :

{\frac {T_{A}}{T_{B}}}={\frac {n}{p}}

, avec n et p deux nombres entiers.

La résonance précédente est souvent notée n:p. Cette notation indique que la planète A fait n tours, pendant que la planète B en fait p.

Dans le système solaire, peu de planètes sont en résonance. On peut citer le cas de Pluton (on va dire que c'est une planète...) qui est en résonance 3:2 avec Neptune, ce qui signifie qu'elle fait 3 révolutions pendant que Neptune en fait 2. Mais les résonances sont beaucoup plus nombreuses quand on regarde ce qu'il en est pour les satellites. Le cas le plus connu est celui des lunes de Jupiter, qui sont toutes en résonance les unes avec les autres. Dans le détail, Ganymède, Europe et Io sont dans une résonance 1:2:4. C'est-à-dire que pendant que Ganymède fait une révolution complète sur son orbite, Europe en fait deux et Io en fait quatre.

Les résonances orbitales ont un effet assez franc sur la stabilité des orbites. L'existence d'une résonance entre deux corps peut tout aussi bien stabiliser leurs orbites respectives que les déstabiliser, suivant divers paramètres orbitaux. Dans le système solaire, on a de nombreux exemples. En plusieurs endroits de la ceinture d'astéroïdes, on devrait trouver des corps en résonance avec Jupiter. Mais à l'endroit où devrait se trouver ces résonances, on s’aperçoit qu'il y a un trou dans la ceinture d'astéroïde. Les orbites en question sont vides, ce qui laisse une sorte d'anneau vide dans la ceinture d'astéroïde. De telles vides sont appelées les lacunes de Kirkwood, du nom de leur découvreur. Leur origine tient au fait que les corps présents originellement à cet endroit ont été expulsé par la résonance avec Jupiter. On observe la même chose dans les anneaux de Saturne, où des lacunes semblables ont été creusées par des résonances avec la planète Saturne.

Les résonances orbitales séculaires

Outre le phénomène précédent, le terme résonance orbitale recouvre aussi d'autres formes de résonances qui n'ont rien à voir avec la précédente. Pour éviter les confusions, on distingue donc la résonance décrite précédemment, appelée aussi résonance orbitale de mouvement moyen (mean-motion orbital resonance), les phénomènes de résonance séculaire et quelques autres encore.

Les résonances séculaires proviennent du fait que les ellipses orbitales ne sont pas fixes dans le temps : elles peuvent tourner progressivement sur elles-mêmes. Ce phénomène fait que les périapses se déplacent dans le temps, leur mouvement décrivant paradoxalement une sorte d'ellipse (non-confondue avec l'orbite). Ce mouvement est illustré dans le schéma ci-contre. Ce phénomène est appelé la précession des apsides et on dit que le périapse précesse. Formellement, cette précession des apsides modifie l'argument du périapse. D'ailleurs, la précession apsidale est définie par la dérivée temporelle de l'argument du périapse. Notons que le périapse précesse en formant une trajectoire fermée, ellipsoïdale (dans un cas idéal). Et naturellement, le périapse met un certain temps pour faire un tour complet de cette trajectoire : ce temps est appelé la période apsidale.

En raison de ce phénomène, deux orbites peuvent avoir des périapses qui précessent à la même vitesse, ce qui induit des interactions gravitationnelles entre orbites commensurables. Le résultat de cette interaction est une modification de l'inclinaison et de l'excentricité de l'orbite. Si on se limite au cas avec trois corps (un corps central, deux planètes/satellites qui tournent autour), alors les résonances séculaires peuvent modifier l'excentricité et l'inclinaison, mais la quantité ${\sqrt {1-e^{2}}}\cdot \cos i$ reste constante. Dit autrement ce mécanisme permet d'échanger de l'excentricité contre de l'inclinaison et réciproquement.

Les interactions avec le disque protoplanétaire

Outre les forces de marées, d'autres interactions peuvent modifier l'orbite des planètes et satellites. Comme dit plus haut, il faut aussi tenir compte du fait que les planètes frottent sur le disque protoplanétaire, peu après leur formation. Ce 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.

Les orbites des petits corps

Maintenant, intéressons-nous aux orbites des petits corps. Par petits corps, on veut parler des astéroïdes et des comètes, mais aussi de la poussière qu'on retrouve dans les anneaux planétaires ou dans l'espace inter-planétaire. Les petits corps orbitent autour du Soleil ou autour d'une planète, voire d'un satellite, en suivant une orbite elliptique. Pour ces petits corps, la lumière du Soleil agit sur les orbites des petits corps. Divers phénomènes physiques et thermiques liés à la lumière solaire et au vent solaire, comme la pression de radiation, l'effet Yarkovsky et l’entraînement de Poynting-Robertson, influencent l'orbite des petits corps. En toute généralité, ces phénomènes touchent tout corps gravitant autour d'une étoile, ici le Soleil. Ils agissent sur la surface des corps, seule à recevoir la lumière et le vent solaire, et non sur leur volume comme le fait la gravité. En conséquence, ces forces se manifestent quand le rapport surface/volume est assez important, ce qui n'est possible que pour les petits corps. Ils sont négligeables pour les planètes, planètes naines et autres corps relativement sphériques. Seuls les astéroïdes et les poussières sont significativement influencés par ces phénomènes.

Nous ne détaillerons pas les effets du vent solaire et du gaz interplanétaire. Tout au plus peut-on dire que le vent solaire souffle sur les petits corps et les éloigne lentement du Soleil. Pour ce qui est des gaz interplanétaires, on va se borner à dire que les petits corps vont frotter sur les gaz du disque interplanétaire, ce qui a tendance à les ralentir. Ce mécanisme est analogue à la friction de l'air qui ralentit les astéroïdes qui rentrent dans l’atmosphère, mais avec une intensité nettement moindre. Ce ralentissement dépend naturellement de la densité du gaz, ce qui explique sa faiblesse comparée à l'entrée dans l'atmosphère.

L'effet de la pression de radiation

La pression de radiation est la pression que la lumière exerce sur les corps qu'elle illumine. Toute onde électromagnétique (ou tout photon) transporte une certaine impulsion, une certaine "quantité de mouvement". Dans ce qui suit, nous la désignerons sous le terme d'impulsion lumineuse. Les lois de la physique nous disent que l'impulsion de la lumière est égale à son énergie divisée par la vitesse de la lumière, en vertu de l'équation :

p={\frac {E}{c}}

, avec E l'énergie et p l'impulsion.

La force liée à la pression de radiation n'est autre que la quantité d'impulsion lumineuse qu'un corps absorbe durant une unité de temps. Elle est donc égale à :

F_{r}={\frac {dp}{dt}}={\frac {d}{dt}}{\frac {E}{c}}={\frac {1}{c}}{\frac {dE}{dt}}

On utilise alors la définition de la luminosité L, à savoir $L={\frac {\Delta E}{\Delta t}}$ .

F_{r}={\frac {L}{c}}

Mais sur l'impulsion lumineuse incidente, seule une partie est absorbée. Lorsque la lumière interagit avec un objet, elle peut lui céder tout ou partie de son impulsion, qui sera convertie en quantité de mouvement. Si la lumière est absorbée, toute son impulsion sera transformée en quantité de mouvement. Si elle est réfléchie, une partie de son impulsion peut être transmise, mais la lumière changera alors de longueur d'onde : on est dans un cas de diffusion inélastique. Dans ce qui va suivre, nous allons supposer qu'une portion $Q$ de l'impulsion du rayonnement incident est absorbée. Pour le dire autrement, seule une portion $Q$ de l'impulsion passe de la lumière au corps solide considéré. Le coefficient $Q$ vaut 1 pour un corps totalement absorbant et diminue en même temps que l'albédo augmente. Il faut donc ajouter ce coefficient dans l'équation précédente :

F_{r}=Q\cdot {\frac {L}{c}}

La luminosité reçue par le petit corps est, comme on l'a vu dans le chapitre sur la température de surface, égale à :

L(R)=S\cdot {\frac {L_{soleil}}{4\pi R^{2}}}

, avec R la distance au Soleil et S la surface du petit corps.

En combinant les deux équations précédentes, on trouve que la force induite par la pression de radiation dans le cas du Soleil est donnée par l'équation suivante.

F_{radiation}=Q\cdot S\cdot {\frac {L_{soleil}}{4\pi c\cdot R^{2}}}

Vu que la pression de radiation et la force de gravité ont toutes deux une dépendance en $1 \over R^{2}$ , on peut reformuler la gravité vue par l’astéroïde comme suit :

F_{totale}=-(1-\beta ){\frac {GMm}{R^{2}}}

, avec

\beta ={\frac {F_{radiation}}{F_{gravite}}}

L'effet Poynting-Robertson

L'effet Poynting-Robertson fait que les petits corps éclairés par le Soleil acquièrent une trajectoire en spirale. Il apparaît quand de la poussière se déplace par rapport au Soleil. Il est dû au fait que la lumière absorbée par le petit corps est réémise avec un angle différent de l'angle d'absorption. Pour les besoins de l’explication, supposons que la lumière est absorbée perpendiculairement à la trajectoire de la particule. Du point de vue du petit corps, qui avance à une vitesse non-négligeable, la lumière semblera arriver avec un angle non-perpendiculaire mais sera réémise à la perpendiculaire. Du point de vue d'un observateur extérieur, la lumière du Soleil arrivera à la perpendiculaire, mais sera réémise avec un léger angle qui augmente avec la vitesse. Dans les deux cas, la lumière absorbée n'est pas réémise dans la même direction, ce qui fait que le bilan en quantité de mouvement est déséquilibré. En conséquence, le petit corps absorbe un peu de quantité de mouvement, ce qui le déplace de sa trajectoire originelle.

La force liée à cet effet se calcule avec la formule suivante :

F_{P}=W\cdot {\frac {v}{c^{2}}}

, où

W

est la puissance irradiée par la particule (égale au rayonnement incident),

v

est la vitesse de la particule,

c

est la vitesse de la lumière.

Une autre formule, équivalente, est la suivante :

F_{P}={\frac {r^{2}}{4c^{2}}}{\sqrt {\frac {GM_{s}L_{s}^{2}}{R^{5}}}}

, où

r

est le rayon de l'objet,

G

la constante de gravitation universelle,

M_{s}

est la masse du Soleil,

L_{s}

est la luminosité solaire et

R

est le rayon orbital de l'objet.

L'effet Yarkovsky

L'effet Yarkovsky, du nom de son découvreur, agit sur des petits corps d'un diamètre de maximum 30 à 40 kilomètres de diamètre. Il s'agit d'un effet extrêmement faible, bine plus que l'effet de la gravitation. En conséquence, il n'agit que sur des durées très longues, de plusieurs millions d'années.

Il apparaît quand un astéroïde est éclairé par le Soleil et provient de la rotation de l'astéroïde et de son inertie thermique. Dans les grandes lignes, l'astéroïde absorbe le rayonnement solaire et le réémet un peu plus tard sous la forme d'un rayonnement de corps noir. Vu que le rayonnement transporte de l'impulsion, de la quantité de mouvement, qui dit émission de lumière dit émission de quantité de mouvement. En réémettant de la lumière, l'astéroïde réémet de la quantité de mouvement et subit donc un léger recul. Cette fuite de quantité de mouvement n'est pas censée engendrer de force si l'émission est isotrope, mais ce n'est pas le cas si l'astéroïde tourne sur lui-même.

Le petit corps est chauffé par le Soleil, durant la journée. La portion éclairée du satellite devient ainsi plus chaude que la portion non-éclairée. Mais le sol de l'astéroïde a une certaine inertie thermique : il met du temps à refroidir quand la nuit tombe. Ce faisant, la portion de l’astéroïde qui est en soirée et s’apprête à passer dans la nuit sera encore assez chaude. Par contre, la portion matinale de l’astéroïde sera totalement refroidie. Il existe donc une différence de température entre les deux côtés soirée-matinée de l'astéroïde. Les deux portions de l’astéroïde émettront de la lumière, mais la partie en soirée émettra plus de lumière. Du fait des différences de température entre matinée et soirée, ce n'est pas le cas : les fuites ne sont pas isotropes. Ce faisant, la différence de fuite de quantité de mouvement entre la soirée et le matin engendrera un couple, et une force de Yarkovsky qui dévieront l’astéroïde de sa trajectoire. Cela pousse l’astéroïde dans le sens opposé de la portion en soirée, soit dans le sens de rotation de l'objet.

Les migrations planétaires et le modèle de Nice

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 circulaires, tant leur excentricité était faible. De plus, Jupiter était plus éloigné qu'actuellement alors que les autres planètes géantes étaient beaucoup plus proches du Soleil. À la suite d'interactions gravitaires avec les planétésimaux, la trajectoire des planètes s'est modifiée et leurs orbites ont évolué. 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 déstabilisés par la gravité de Jupiter et ont vu leurs 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.

La planète Mercure

La planète Mercure est assez peu connue, compte tenu de son éloignement de la Terre et de sa proximité au Soleil. 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

Première planète à partir du Soleil, elle est extrêmement petite, sans atmosphère, à la surface pleine de cratères. Elle n'a pas de satellite.

L'absence d'atmosphère de Mercure

Mercure n'a pas d'atmosphère, en raison de sa petite taille. Sa gravité de surface n'est pas suffisante pour maintenir piégée une atmosphère digne de ce nom. La pression à la surface de Mercure est d'à peine $2\times 10^{-12}$ atmosphères terrestres, soit 2 millièmes de milliardième de celle de la Terre.

La température de surface de Mercure : d'un extrême à l'autre

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. S'il est naturel qu'il y ait une différence de température entre jour et nuit, la différence est particulièrement marquée sur Mercure, en raison de l'absence d'atmosphère.

Sur les autres planètes, l'atmosphère absorbe de la chaleur durant le jour et la restitue durant la nuit. Dit autrement, l'atmosphère met du temps à se refroidir et cela permet à la température de chuter moins vite et moins bas. Il y fait donc plus chaud la nuit que sans atmosphère. De plus, les vents peuvent redistribuer de la chaleur des zones éclairées vers les zones sombres, mais ce mécanisme est marginal. Mais sur Mercure, il n'y a pas d'atmosphère, ce qui fait que les variations jour-nuit ne sont liés qu'au Soleil. La surface est donc réchauffée durant le jour, mais se refroidit à vitesse grand-V la nuit. D'où ce contraste entre les +450°C de la journée et les -150°C de la nuit.

L'exosphère Mercurienne et la queue d’éléments volatils

Si Mercure n'a pas d'atmosphère, les sondes Mariner ont bien observé la présence d'hydrogène et d'hélium autour de Mercure, qui sont apportés par le vent solaire. Dans un autre registre, on a aussi observé la présence de sodium et de potassium, mais qui proviennent eux de la surface de Mercure. Sous l'effet de la température, très intense sur Mercure, la surface se dégrade et émet divers composés volatils riches en Na/K. Mais rien de tout cela ne suffit à former une vraie atmosphère : ces éléments restent au voisinage de la planète durant maximum quelques jours, puis s'enfuient. Le tout forme une queue d’éléments volatils à l'arrière de Mercure, riche en Sodium, Calcium, Potassium, Magnésium, ...

La surface de Mercure

La surface de Mercure est entièrement criblée de cratères, ce qui 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, elle aurait effacé les cratères. Leur présence indique donc que Mercure n'a pas de tectonique des plaques, de volcanisme ou d'érosion. Les seules zones où les cratères semblent avoir été partiellement effacés sont dispersées à la surface de Mercure et sont de petite taille. Elles se voient sous la forme de plaines sombres, formées lors d'épanchements volcaniques. Mais Mercure a peu d'épanchements de lave à sa surface, trop peu pour effacer beaucoup de cratères. La plupart des épanchements volcaniques sont situés dans les cratères, et se sont formés suite à l'impact. Mais on trouve aussi quelques épanchements de grande taille, qui ont pu recouvrir des zones assez importantes. Les épanchements de lave en question sont surtout localisés dans l'hémisphère nord. Les deux plus importants sont les plaines Budh et Tir (Budh et Tir planitiae).

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.

Les cratères d'impact

Les cratères de Mercure sont relativement "petits", mais certains se démarquent par leur grande taille. Le plus grand cratère de Mercure est le cratère nommé Caloris Planitia, un cratère de 1550 kilomètres dont le fond semble être rempli de lave solidifiée. À ce propos, l'impact qui a donné ce cratère aurait été si puissant qu'il aurait eu des répercussions aux antipodes. À l'opposé de ce cratère, de l'autre côté de Mercure, on trouve un ensemble de petits monticules d'assez grande taille, qui se démarque des terrains environnants. Il se serait formé suite à l'impact : les ondes sismiques de l'impact, les ondes de choc, se seraient propagées à la surface de la planète avant de se rejoindre aux antipodes. Leur concentration aux antipodes aurait donné naissance aux monticules, en raison de répercussions tectoniques locales. Mais revenons aux cratères de grande taille, qui ne se limitent pas au cratère Caloris. On peut aussi le cratère Rodin, beaucoup plus petit : 240 kilomètres de diamètre. Il est suivi par le cratère Ibsen, de 160 kilomètres de diamètre.

Les failles et plis de rétraction

Outre les cratères, on observe des failles, la plus impressionnante étant celle 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. Ces fissures se sont probablement formées lors du refroidissement de Mercure. En se contractant suite à ce refroidissement, Mercure s'est fendue suite à ces contractions, donnant naissance à ces failles de rétractation. Cette contraction a aussi formé des plis de contraction sur l'ensemble de la surface de Mercure.

Les failles de rétraction coupent souvent les cratères sur leur passage, ce qui signifie qu'elles se sont formées après le cratère, une fois celui-ci mis en place. À l'inverse, certains cratères coupent la faille, la recouvre, ce qui signifie que la faille s'est formé avant. Ce faisant, on peut dater approximativement l'apparition des failles. Presque toutes les failles coupent des cratères, mais le cas inverse est beaucoup plus rare. Cela signifie que la formation de failles de rétraction est un évènement qui a eu lieu après la formation des cratères principaux, donc après le grand bombardement planétaire (pour rappel, ce dernier est une période d'intense bombardement météoritique qui a eu lieu au début des temps géologiques).

De possibles traces de volcanisme

Les planétologues se demandent s'il n'y aurait pas des traces de volcanisme sur Mars. Évidemment, ils ne recherchent pas de traces de volcanisme actif, Mercure n'étant pas censé avoir conservé de chaleur interne pour cela. Mais ils cherchent des traces de volcanisme ancien, qui n'aurait pas été effacé par les cratères d'impact. Outre les plaines volcaniques, il se pourrait que certaines structures volcaniques aient été détectées à la surface de Mercure. Si on observe certains cratères d'impacts, on trouve quelques structures de forme étrange, qui pourraient avoir une origine volcanique. Les scientifiques ont quelques soupçons sur les cratères Beckett, Picasso, Gibran et quelques autres.

Les facules de Mercure

Enfin, nous devons citer l'existence de tâches claires à la surface de Mercure, appelées des facules (Faculae). Peu de choses sont connues sur ces facules, mais on suppose qu'il s'agit de terrains dont la composition chimique est différente des terrains avoisinants, la différence de composition chimique entrainant une différence de teinte/couleur.

La 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%.

La taille du noyau de Mercure

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 $M_{t}$ est la somme de la masse du noyau $M_{n}$ et la masse du manteau (on néglige la croûte) $M_{m}$ :

M_{t}=M_{m}+M_{n}

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

D_{t}\times V_{t}=D_{m}\times V_{m}+D_{n}\times V_{n}

Divisons alors par le volume total de la planète.

D_{t}=D_{m}\times {\frac {V_{m}}{V_{t}}}+D_{n}\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}

On sait que ${\frac {V_{m}}{V_{t}}}+{\frac {V_{n}}{V_{t}}}=1$ , ce qui permet d'écrire : ${\frac {V_{m}}{V_{t}}}=1-{\frac {V_{n}}{V_{t}}}$ . En faisant le remplacement, on a :

D_{t}=D_{m}\times \left(1-{\frac {V_{n}}{V_{t}}}\right)+D_{n}\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}

Développons :

D_{t}=D_{m}-D_{m}\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}+D_{n}\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}

Factorisons ${\frac {V_{n}}{V_{t}}}$

D_{t}=D_{m}+(D_{n}-D_{m})\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}

Soustrayons $D_{m}$ des deux côtés :

D_{t}-D_{m}=(D_{n}-D_{m})\times {\frac {V_{n}}{V_{t}}}

Réorganisons les termes :

{\frac {V_{n}}{V_{t}}}={\frac {D_{t}-D_{m}}{D_{n}-D_{m}}}

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 :

{\frac {V_{n}}{V_{t}}}={\frac {5,42-3,34}{7,97-3,34}}

Le calcul nous donne :

{\frac {V_{n}}{V_{t}}}=0,428

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. L'hypothèse la plus communément admise 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.

Le noyau de Mercure serait partiellement liquide

Divers arguments laissent penser que le noyau de Mercure serait encore liquide. L'argument principal est la présence d'un champ magnétique permanent, que nous aborderons dans la prochaine section. Mais l'étude de l'orbite de la planète va aussi dans ce sens. La vitesse de rotation de la planète durant sa période orbitale suggère que le manteau et le noyau ne tournent pas d'un seul bloc. La seule explication est que le noyau est liquide, du moins dans sa portion externe. L'étude du moment d'inertie donne aussi des arguments dans ce sens.

Reste que le mécanisme qui permettrait au noyau de rester partiellement liquide est encore mal connu. Certains scientifiques supposent qu'il resterait des atomes radioactifs dans le cœur de Mercure, en quantité suffisante pour dégager de grandes quantités de chaleur. Mais ces atomes radioactifs, l'Uranium, le Thorium et autres, n'ont pas d'affinité chimique avec le Fer (ils ne sont pas sidérophiles). Le mécanisme est donc improbable. On peut aussi supposer que d'autres éléments auraient abaissé le point de fusion du noyau. Il est ainsi supposé que le noyau liquide contiendrait des éléments soufrés, comme du sulfure de Fer, qui abaisseraient son point de fusion. Enfin, 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. Cette dernière hypothèse est de loin la plus crédible à l'heure actuelle.

Le champ magnétique de Mercure

Mercure possède un champ magnétique assez faible, mais suffisant pour avoir été décelé par les instruments des sondes Mariner. Et c'est une chose qui a surpris les premiers scientifiques qui ont analysé les résultats de la mission Mariner. En théorie, Mercure n'est pas censée avoir de champ magnétique. Rappelons que pour qu'un champ magnétique se forme, il faut que son intérieur soit partiellement liquide, et que la planète tourne sur elle-même. Ces deux conditions permettent l'apparition d'un mécanisme de dynamo auto-entretenue, qui donne naissance au champ magnétique. Or, Mercure est censé ne pas respecter ces deux conditions. Déjà, son noyau est censé s'être totalement solidifié, vu que la planète a dissipé toute sa chaleur interne en raison de sa petite taille. Ensuite, la rotation de la planète est trop lente pour donner naissance à ces courants de convection et donc à u champ magnétique. Songez qu'une journée sur Mercure dure 88 jours terrestres !

Une première explication serait que le noyau solide de Mercure conserverait une aimantation rémanente. La planète aurait eu un champ magnétique durant sa jeunesse, quand son noyau était encore partiellement liquide. Le noyau solide, en se formant durant cette période, se serait aimanté et aurait conservé le champ magnétique de l'époque. Mais cette explication ne tient pas pour une raison simple : le noyau, bien que solide est trop chaud. Il faut savoir qu'au-delà d'une certaine température, appelée la température de Curie, un métal perd son magnétisme. Et sur Mercure, le noyau est au-delà de sa température de Curie. Or, le noyau de Mercure est censé avoir conservé une température supérieure à 770°c, ce qui correspond à la température de Curie du Fer. Donc, le noyau de Mercure ne peut pas avoir conservé une magnétisation permanente, à moins que quelque chose n'échappe aux scientifiques.

La seule explication à l'existence du champ magnétique est que le noyau de Mercure serait partiellement liquide. Cela expliquerait non seulement la présence du champ magnétique Mercurien, mais aussi diverses observations sur son orbite. Le mécanisme qui donnerait naissance au champ magnétique serait différent de la dynamo auto-entretenue des autres planètes. Mercure ne tourne pas assez vite pour que le mécanisme se mette en place. À la place, on suppose que la différence de température entre noyau solide et manteau donnerait naissance à des courants de convection.

L'histoire géologique de Mercure

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.

La planète Vénus

Vu de l'extérieur, Vénus est complètement cachée par une 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. Par contre, l'analyse de l'atmosphère est bien plus simple, vu que les mouvements des nuages trahissent les mouvements de l'air. L'analyse de la composition chimique de l'atmosphère est aussi assez simple, l'analyse de la lumière (spectroscopique) n'étant pas trop perturbée par les reflets de la surface. En conséquence, l'atmosphère de Vénus est assez bien connue, bien plus que sa surface.

L'atmosphère de 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 ».

La structure verticale de l'atmosphère de Vénus

L’atmosphère de Vénus est stratifiée en plusieurs couches, à l'image de ce que l'on observe sur Terre. Il est possible de subdiviser l'atmosphère à partir de la relation température-altitude. Mais on peut aussi utiliser d'autres critères, comme l'ionisation des molécules, pour subdiviser l'atmosphère de Vénus.

L'évolution de la température avec l'altitude est relativement claire et permet de découper l'atmosphère en quatre couches distinctes, similaires à celles observées sur Terre. En partant de la surface, la température baisse avec l’altitude dans la troposphère puis se stabilise au niveau de la tropopause. Au-delà de la tropopause, dans la mésosphère, la température diminue encore avec l'altitude mais à un rythme différent de la troposphère. La température remonte avec l'altitude dans la thermosphère. Il est important de remarquer qu'il n'y a pas de stratosphère sur Vénus, liée à l'absence de couche d'ozone. Par contre, la transition entre troposphère et mésosphère existe bel et bien et se voit quand on analyse la manière dont la température évolue avec l'altitude. Pour résumer, on peut diviser l’atmosphère vénusienne en plusieurs couches principales, comme suit :

Couche atmosphérique	Altitude	Comportement thermique	Opacité
Troposphère	De la surface du sol à 50-60 km d'altitude	Baisse de la température avec l'altitude.	Couche subdivisée en sous-couches claires et sous-couches denses et sombres.
Mésosphère	Base à 70 kilomètres d'altitude, plafond à 90-120 km.	Baisse de la température avec l'altitude, sauf à sa base.	Couche claire, transparente aux rayons solaires, non-ionisée, peu dense.
Thermosphère	Base à 90-120 km, plafond à 220-350 kilomètres.	Hausse de la température avec l'altitude.

L'état d'ionisation des molécules varie avec l'altitude. Avec ce critère, on peut distinguer l'ionosphère et le reste. Entre 115 km et 260 kilomètres d'altitude, les gaz atmosphériques s'ionisent, donnant naissance à une dernière couche : l'ionosphère. Le reste de l'atmosphère de Vénus n'est pas ionisé.

La circulation atmosphérique de Vénus

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. Mais les courants de convection sont différents entre la troposphère et le reste de l'atmosphère.

Dans la haute atmosphère, il existe deux courants de convection qui vont de la face éclairée vers la face sombre, du jour à la nuit. Le Soleil chauffe la surface de la face éclairée et les courants de convection redistribuent cette chaleur vers la face non-éclairée. Rappelons que les nuits vénusiennes sont très longues : une nuit vénusienne dure autant que 58 jours terrestres. Pas étonnant donc que cette convection du jour vers la nuit se soit mise en place.

Dans la troposphère, les cellules de convection ont de l'équateur vers les pôles. L'équateur est chauffé plus efficacement que les pôles, en raison de l'inclinaison des rayons solaires (perpendiculaires à la surface au niveau de l'équateur et beaucoup incliné au niveau des pôles). Les mouvements d'airs redistribuent la chaleur de l'équateur vers les pôles, comme ce qu'on peut observer sur Terre. Mais à la différence de ce qu'on observe sur Terre, la vitesse de rotation de Vénus fait qu'il n'existe qu'une seule cellule de convection par hémisphère. Ces cellules s'arrêtent au niveau des pôles, qui sont entourés par des courants-jets polaires similaires à ceux observés sur Terre.

La composition chimique de l'atmosphère de Vénus

La composition chimique de l’atmosphère vénusienne est illustrée dans le schéma ci-dessous. On voit qu'oxygène et eau y sont clairement minoritaires, 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. À 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 les nuages. Les nuages vénusiens donnent naissance à de nombreuses pluies acides, chargées en acide sulfurique, mais qui s'évaporent avant de toucher la surface à cause des fortes températures.

Les molécules de l'air vénusien absorbent la lumière bleue, ce qui fait que l'atmosphère vénusienne a une couleur orange.

Une atmosphère riche en dioxyde de carbone

Vénus a une atmosphère plus riche en dioxyde de carbone que la Terre, alors que les deux planètes sont pourtant très semblables. Et diverses estimations nous disent que les deux planètes possèdent une quantité similaire de dioxyde de carbone. La différence est que celui-ci n'est pas réparti de la même manière entre l'atmosphère et la lithosphère.

Sur Terre, une partie du ${\ce {CO2}}$ est stocké dans l'atmosphère, une autre dans la biosphère, une autre dans les océans et une autre dans les roches de la croute. Le carbone passe d'un réservoir à l'autre, par divers mécanismes regroupés dans ce qu'on appelle le cycle du carbone. Une grande quantité de carbone est stocké sous la forme de carbonates ou d'énergie fossile (charbon, pétrole). La formation de ces roches est liée à la fabrication de matière organique par les êtres vivants, ou tout simplement à la présence d'eau liquide.

Sur Vénus, il n'y a pas de cycle de carbone du fait de l'absence d'eau et de vie, ce qui fait que la séquestration de ${\ce {CO2}}$ dans les roches est inexistante. En clair, tout le ${\ce {CO2}}$ se retrouve dans l'atmosphère de Vénus. La concentration en ${\ce {CO2}}$ de l'atmosphère de Vénus est donc plus grande que celle observée sur Terre.

Une faible teneur en oxygène moléculaire et en monoxyde de carbone

La teneur en ${\ce {O2}}$ de l'atmosphère de Vénus est extrêmement rare, alors qu'on devrait trouver le contraire. En théorie, le ${\ce {CO2}}$ est photolysé, c'est à dire cassé par le rayonnement solaire. La réaction chimique en question est la suivante :

{\ce {CO2 + photon -> CO + O}}

L'oxygène libéré par la réaction est sous forme atomique. Or, les atomes d'oxygène se combinent pour donner une molécule d'oxygène. La réaction précédente peut donc se réécrire comme suit, pour en tenir compte :

{\ce {2 CO2 + photon -> 2 CO + O2}}

Avec cette réaction, les données nous disent que l'on devrait trouver deux fois plus de ${\ce {CO}}$ que d' ${\ce {O2}}$ dans l'atmosphère de Vénus, soit un ratio ${\ce {CO/O2}}$ de 2:1. Mais il n'en est rien ! Le ratio mesuré est bien plus élevé, d'environ 150, voire plus. La raison est que l'oxygène est éliminé de l'atmosphère de Vénus par divers mécanismes, dont le principal est la formation d'acide sulfurique, comme nous allons le voir immédiatement.

La formation d'acide sulfurique

Ce n'est pas marqué dans les schémas ci-dessus, mais l'atmosphère de Vénus contient beaucoup d'acide sulfurique. Celui-ci se forme au sommet de l'atmosphère, par une série de réactions chimiques assez complexes. La réaction complète peut se résumer avec cette équation :

{\ce {2 SO2 + O2 + 2 H2O -> 2 H2SO4}}

On voit que de l'oxygène est utilisé dans cette équation. C'est en effet une des raisons qui explique que l'oxygène soit aussi rare dans l'atmosphère de Vénus. La formation d'acide sulfurique est donc un des mécanismes qui élimine l'oxygène de l'atmosphère, en l'incorporant dans les molécules d'acide sulfurique. Mais il ne peut pas à lui seul expliquer pourquoi l'oxygène moléculaire est aussi rare. De plus, on voit que de l'eau est utilisée comme réactif, ce qui explique en partie pourquoi on trouve aussi peu d'eau sur Vénus. L'eau est consommée, au même titre que l'oxygène, lors de la formation d'acide sulfurique.

Toujours est-il que la formation d'acide sulfurique dans l'atmosphère de Vénus se fait en trois étapes, par trois réactions chimiques couplées. La première réaction implique la dissociation du dioxyde de carbone par le rayonnement solaire. Ce qui explique que l'acide sulfurique se forme au sommet de la couche nuageuse, avant de retomber vers la surface.

{\ce {CO2 + photon -> C O + O}}

La seconde combine l'oxygène de la réaction précédente avec du dioxyde de soufre :

{\ce {SO2 + O -> SO3}}

La troisième combine le trioxyde de soufre $SO_{3}$ avec de l'eau :

{\ce {2 SO3 + 4 H2O -> 2 H2SO4 + 2 H2O}}

Le processus est assez bien compris, sauf sur un point : les réactions précédentes devraient se produire lentement dans les conditions théoriques de l'atmosphère de Vénus. La seule explication est qu'il y a un catalyseur, une substance qui accélère les réactions chimiques précédentes, dans l'atmosphère de Vénus. Ce catalyseur est supposé être du chlore ou des molécules dérivées.

L'effet de serre sur Vénus

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 lumière visible est peu absorbée, mais elle est en revanche fortement réfléchie. Par contre, la plupart des gaz absorbent une grande partie des rayonnements infrarouge, le dioxyde de carbone étant le principal responsable. Cela induit un fort effet de serre, qui explique que l’atmosphère de Vénus est un véritable enfer avec une température de surface de plus de 500°C.

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.

Les nuages sur Vénus

L'atmosphère de Vénus est extrêmement riche en nuages, localisés dans la troposphère et dans la mésosphère. Contrairement à ce qu'on observe sur Terre, où les nuages sont tous dans la troposphère, les nuages de Vénus se trouvent à la fois dans la troposphère et la mésosphère. De plus, là où les nuages terrestres peuvent atteindre le sol, ce n'est pas le cas sur Vénus. Les nuages vénusiens ne descendent pas en-deça de 30 kilomètres d'altitude. On n'en trouve pas à la base de la troposphère, car les gouttelettes qui forment les nuages s'évaporent avec la température. Pour résumer, les nuages sont regroupés dans une couche nuageuse assez épaisse, localisée entre 30 et 70 kilomètres d'altitude. Elle est localisée dans la haute troposphère et la basse mésosphère, à savoir au sommet de la troposphère et à la base de la mésosphère. En dessous de la couche nuageuse, on trouve la basse atmosphère, complètement transparente du fait de l'absence de nuages. La couche nuageuse au-dessus est bien plus opaque, ce qui fait que c'est là qu'à lieu la majorité de l'effet de serre sur Vénus. Enfin, la couche nuageuse est surmontée par la haute atmosphère, qui s’étend de la base de la couche nuageuse vers l'exosphère (la limite de l'atmosphère).

	Altitude	Transparence/opacité
Basse atmosphère	De la surface du sol à 30 km d'altitude	Couche claire, transparente aux rayons solaires, dense, non-ionisée.
Couche nuageuse	Entre 30 et 70 kilomètres d'altitude.	Couche opaque aux rayons solaires, lieu de l'absorption du rayonnement solaire et de l'effet de serre.
Haute atmosphère	De 70 km d'altitude à l'exosphère.	Couche claire, transparente aux rayons solaires, dense, non-ionisée.

La couche nuageuse contient de nombreux nuages, qui ne sont pas formés d'eau comme sur Terre, mais qui sont surtout composés de dioxyde de soufre et d'acide sulfurique. Les nuages sont surtout composés d'acide sulfurique ${\ce {H2SO4}}$ , qui se forme à la surface de la couche nuageuse. Au sommet de la couche nuageuse, diverses réactions chimiques forment de l'acide sulfurique à partir de dioxyde de soufre, d'eau et de dioxyde de carbone. L'acide sulfurique formé ainsi se condense en gouttelettes, qui tombent. À une altitude d'environ 48 à 52 kilomètres les gouttelettes se regroupent et coalescent pour former des nuages. Il se forme donc une couche nuageuse située à une altitude située entre 48 et 52 kilomètres d'altitude, là où se trouve la plus grande densité de gouttelettes.

Notons que les gouttelettes peuvent tomber des nuages pour donner des pluies acides. Les pluies tombent alors vers la surface, mais elles s'évaporent rapidement avant d'atteindre la surface. En dessous de 30 kilomètres d'altitude, les pluies acides sont totalement évaporées, ce qui fait qu'elles n'atteignent jamais la surface. La couche située en dessous de 30 kilomètres est donc totalement claire, sans nuages ni pluies. Entre 30 et 48 kilomètres d'altitude, l'atmosphère est remplie de pluies acides et d'une brume résiduelle, ce qui fait qu'on lui donne le nom de couche brumeuse.

Avec ce qu'on vient de dire, on peut grossièrement diviser la couche nuageuse en trois sections :

La couche supérieure, au sommet de la couche nuageuse, où se forment les gouttelettes d'acide sulfurique.
La couche centrale, zone de formation des pluies, très dense et riche en nuages, d'une épaisseur très mince (48 à 52 kilomètres).
La couche brumeuse, où les pluies acides tombent vers la surface et où se forment des brumes de faible densité (30 à 48 kilomètres).

La géologie de Vénus

Des observations radar, 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 tous les terrains à la surface de Vénus datent de moins de 500 millions d'années. Cela indique que toute la croûte entière de Vénus a été renouvelée en moins de 500 millions d'années. Et cela vaut pour toute la surface de Vénus : les cratères d'impact sont uniformément répartis à la surface de Vénus, ce qui indique que le renouvellement de la croûte vénusienne a été global. Cela indique une activité géologique récente et un volcanisme intense.

La topographie de Vénus

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.

La structure interne 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 silicaté, 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.

Le volcanisme vénusien

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. Ces plaines de lave sont semblables aux trapps observés sur terre, ainsi qu'aux mers lunaires et aux plaines martiennes. Les sondes Venera et Vega ont effectué des prélèvements sur les plaines de lave et en ont analysé les roches. De ces analyses, il ressort que les plaines sont composées de basaltes, très semblables aux basaltes terrestres.

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 caldéras, de plusieurs centaines de kilomètres pour certaines !

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.

Les coronaes et arachnoïdes

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.

La tectonique vénusienne

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. La raison à cela serait que les roches de Vénus ne contiendraient pas d'eau. On sait que l'atmosphère et la surface de Vénus sont pauvres en eau et on peut raisonnablement extrapoler la même chose au manteau et à la lithosphère de Vénus. Or, l'eau a tendance à ramollir les roches et à abaisser leur point de fusion, du moins pour les roches mantelliques et certaines roches crustales. En conséquence, Vénus aurait une lithosphère et un manteau rigides et difficiles à fondre, ce qui ne favorise pas la mise en place d'une tectonique des plaques. Cela expliquerait pourquoi la Terre aurait une tectonique des plaques et pas Vénus, la Terre ayant beaucoup plus d'eau que Vénus.

Mais 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.

La planète 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. Les cartes de la surface de Mars sont assez simples et seules quelques structures de grande taille se démarquent du reste. La première chose qui frappe l’œil est la présence de plusieurs édifices volcaniques dans l'hémisphère sud de Mars. On y voit un volcan de grande taille, l'Olympus Mons, qui n'est autre que le plus grand volcan de tout le système solaire. Il est accompagné d'un renflement perclus de quatre volcans de plus petite taille, le dôme de Tharsis. Non loin, on voit un canyon de grande taille, la fameuse Valles Marineris. L'hémisphère sud montre aussi de nombreuses régions cratérisées semblables aux continents terrestres (Terrae), alors que l'hémisphère nord est recouvert par des plaines (Planitia). Aux pôles, on observe deux grandes calottes polaires.

La géomorphologie de Mars

À la surface de Mars, 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.

Les calottes polaires martiennes

Aux pôles Nord et Sud de Mars, la température évolue entre 130 kelvins en Hiver et 190 kelvins en été, ce qui est plus bas que le point de congélation de l'eau et du dioxyde de carbone. Sachant que eau et CO₂ sont monnaie courante dans l’atmosphère de Mars, il n'est pas étonnant que l'on trouve de la glace d'eau et de CO₂ aux pôles. Les pôles martiens sont recouverts de calottes polaires de grande taille. Elles sont composées de vapeur d'eau en minorité, leur composant principal étant le dioxyde de carbone. La calotte du pôle Sud est plus petite que celle du pôle Nord, en raison de la topographie. L'explication tient dans le fait que le pôle Sud est plus élevé que le pôle Nord. Du fait de l’altitude, la pression est plus faible au pôle Sud, ce qui facilite la sublimation de la glace. À l'opposé, la pression atmosphérique est plus importante au pôle Nord, ce qui favorise la formation d'une calotte polaire de grande taille.

Les calottes polaires martiennes sont influencées par les saisons. En été, les calottes martiennes se subliment partiellement et voient leur taille se réduire fortement. La calotte polaire sud fait alors dans les 350 kilomètres de diamètre, tandis que celle au nord fait dans les 1 000 km de diamètre. En Hiver, la baisse des températures fait que l'eau et le CO₂ se condensent directement sous forme de glace sur les calottes polaires. Elles grossissent alors, autant en longueur qu'en épaisseur. Le résultat est que les calottes ont une organisation en plusieurs couches, chaque couche correspondant à une saison/année. Leur origine tient à la fonte des glaces en été, ainsi que la déposition/ablation de poussières par les vents. De la poussière s'accumule sur les calottes, par l'effet des vents martiens, et ces dépôts de poussière ont un caractère saisonnier.

L'eau sur Mars

Mars a pour spécificité d'avoir subit dans son passé une érosion intense liée à la présence d'eau. L'érosion liée à l'eau liquide n'est plus tellement en cours à l'heure actuelle, l'eau liquide ayant disparu de la surface de Mars. De nos jours, l'eau martienne est localisée sous forme solide 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.

Les traces d'érosion aqueuse actuelles 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, naîtraient 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 disparu 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.

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.

Les dunes et formes éoliennes

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 martiennes 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 disparaître 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.

La géologie de Mars

Outre les structures liées à l'érosion, la surface de Mars montre des traces de volcanisme et une activité géologique passée assez intense. Dans cette section, nous allons parler du volcanisme et de la tectonique martienne, ainsi que de sa structure interne et de ses roches. La géologie de la planète Mars a fortement été influencée par sa petite taille. Car Mars est une petite planète, comparée à la Terre. En conséquence, elle avait une réserve de chaleur interne assez faible, qui s'est de plus dissipée rapidement. Son volcanisme a donc fini par cesser au bout de quelques milliards d'années et on suppose que Mars n'a plus d'activité géologique actuelle.

La structure interne de Mars

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.

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, alors qu'elle est plus épaisse sous la Valles Marineris. Tout cela semble indiquer qu'il n'y a pas de compensation isostatique, ce qui fait que topographie et épaisseur crustale sont aussi bien corrélées. La seule explication est que la croûte martienne est extrêmement épaisse.

Les roches martiennes

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 croûte 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 croûte 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 croûte 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 croûte. 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 !

Le volcanisme martien

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. 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.

La tectonique martienne

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.

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.

La dichotomie crustale

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. De plus, on a vu plus haut que l'épaisseur de la croûte est aussi plus faible dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud.

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'histoire géologique de Mars

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.

La chronologie minéralogique

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.

La chronologie stratigraphique

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 croûte 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 disparaître 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. À 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 :

Échelle de Hartmann :

Échelle de Hartmann et Neukum :

L'atmosphère martienne

Mars a une atmosphère assez mince, essentiellement composée de dioxyde de carbone, de vapeur d'eau et d'azote. 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. La faible pression atmosphérique explique que si de l'eau existe actuellement sur la surface de Mars, elle se trouve forcément soit sous forme de vapeur d'eau, soit sous forme de glace, mais en aucun cas sous forme d'eau liquide. Néanmoins, des nuages se forment régulièrement dans l’atmosphère si les conditions météorologiques le permettent. Ils sont composés d'eau, mais on observe aussi des nuages de dioxyde de carbone aux hautes latitudes.

La couleur du ciel martien

Vu du sol, l’atmosphère martienne a une couleur orangée, qui va du jaune assez foncé à des tons rougeâtres. Pour simplifier, c'est parce 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 orange de l'atmosphère martienne. Dans le détail, ce n'est pas tellement une question d'absorption, mais de diffusion. La lumière provenant du Soleil est diffusée, c'est à dire qu'elle ricoche dans tous les sens sur les molécules d'air. Sur Mars, la lumière orange/jaune/rouge est fortement diffusée, alors que la couleur bleue ne l'est pas. Il se passe la même chose sur Terre, sauf que c'est la couleur bleue qui est diffusée, alors que les couleurs rouge/orange/jaune ne le sont pas. Ce qui explique pourquoi le ciel est bleu sur Terre, mais orange sur Mars. Et c'est l'inverse pour ce qui est des couchers de Soleil : là où le ciel terrestre est orange/rouge lors du coucher du Soleil, il est bleu sur Mars. Les couleurs sont donc inversées entre la Terre et Mars.

Coucher de soleil sur Mars. Image prise par Spirit dans le Cratère Gusev.

La raison à cette différence tient à la taille des particules et molécules sur lesquelles la lumière rebondit. Suivant la taille des particules, le processus de diffusion ne suit pas les mêmes lois physiques. Il existe différents phénomènes physiques de diffusion, suivant que la longueur d'onde de la lumière soit plus petite, similaire ou plus grande que la taille des particules/molécules : diffusion de Rayleigh, de Mie, etc. Et il se trouve que la taille des molécules d'air et des poussières en suspension n'est pas la même sur Terre et sur Mars. Les poussières martiennes sont bien plus petites que sur Terre. La diffusion de Rayleigh domine sur Terre, alors que celle de Mie domine sur Mars, ce qui fait que les couleurs diffusées ne sont pas les mêmes. Les petites poussières martiennes laissent passer la lumière bleue, mais diffusent les couleurs orangées. Les grosses particules dans l'atmosphère terrestre font l'inverse.

Les vents martiens et les tornades de sable

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 régolite martien). Ces tornades tendent à parcourir de longue distances. Elles naissent quand une portion d'air est chauffée localement par le sol, comme sur Terre. Du fait de la faible pression atmosphérique et de la faible gravité, elles tendent à être bien plus grandes que leurs équivalents terrestres. Les plus grandes peuvent faire plusieurs kilomètres de diamètres, voire des centaines de kilomètres de diamètre.

Les tempêtes de sable semblent revenir de manière cyclique, surtout les plus grandes. En soi, les petites tempêtes de sable sont favorisées par l’ensoleillement, ce qui explique que leur nombre subisse des variations journalières et saisonnières. Elles sont naturellement plus courantes le jour que la nuit, et plus courant durant l'été que durant l'hiver. Mais il existe une autre régularité pour les grosses tempêtes, celles qui ont une taille quasi-planétaires. Environ tous les 3 ans, la planète Mars est recouverte de tempêtes de sables de grande taille qui obscurcissent son atmosphère. Un tel phénomène apparaît quand un grand nombre de tempêtes se forment et fusionnent ensemble.La surface devient alors difficile à voir à l’œil nu, tant le grand nombre de tempêtes envoie de sable dans l'atmosphère. Cela arrive à peu près tous les 3 ans, avec une régularité relative, aux origines mal connues.

Les tornades de sable laissent des traces noires dans le régolithe martien, sur leur trajectoire.

L'atmosphère martienne est très ténue, peu dense, peu épaisse. En conséquence, elle réagit presque immédiatement à un changement d'ensoleillement, ce qui fait que les saisons sont beaucoup plus accentuées que sur Terre. En été, l'air martien se réchauffe très vite et atteint les 300 kelvins, alors qu'il refroidit en hiver pour atteindre les 130 kelvins. Il en est de même pour ce qui est du cycle jour-nuit : le jour a une température beaucoup plus élevée que la nuit, comme sur Terre mais avec une différence plus ample. Cela entraîne l'apparition de vents de marée thermique entre la face éclairée de Mars (face jour) et sa face dans l'ombre (face nuit). Ces vents ressemblent beaucoup aux vents que l'on observe dans la thermosphère de Vénus, sauf que sur Mars, ils se manifestent sur toute l'épaisseur de l'atmosphère.

La chimie de l'atmosphère martienne

Une bonne partie des gaz atmosphériques se condense au niveau des pôles et forme des calottes de glace. 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.

La composition chimique de l'atmosphère martienne

L'atmosphère de Mars est surtout composée de dioxyde de carbone, à environ 95%. Les autres gaz ne sont présents qu'à de très faibles quantités, de l'ordre de quelques pourcents de l'atmosphère en poids et/ou en volume. Le second gaz est le diazote. On trouve aussi de faibles quantités de monoxyde de carbone et d'oxygène. Tout est compatible avec ce que l'on a vu dans les chapitres précédents et l'atmosphère de Mars ne se démarque pas des autres atmosphères pour planètes telluriques.

Le diazote et le dioxyde de carbone sont des gaz primitifs, mais le monoxyde de carbone et l'oxygène sont formés par photolyse du dioxyde de carbone. Pour rappel, la réaction de photolyse est la suivante :

{\ce {2 CO2 + photon -> 2 CO + O2}}

En théorie, on devrait donc avoir deux fois plus de ${\ce {CO}}$ que d' ${\ce {O2}}$ dans l'atmosphère martienne. Mais en réalité, le rapport mesuré est plus faible. De plus, la concentration mesurée est bien plus faible qu'en théorie. Il y a 110 fois moins de ${\ce {CO}}$ et 30 fois moins d' ${\ce {O2}}$ que prévu. Il y a donc des processus chimiques qui éliminent ces molécules de l'atmosphère martienne. De plus, la concentration en ${\ce {CO2}}$ est aussi plus importante que la théorie le prévoit. Tout semble se passer comme si le ${\ce {CO2}}$ était régénéré à partir du ${\ce {CO}}$ et de l' ${\ce {O2}}$ , via catalyse ou tout autre procédé chimique. Tout cela est connu sous le nom de "problème de stabilité du ${\ce {CO2}}$ ".

La solution à ce problème tient à la présence de vapeur d'eau dans l'atmosphère martienne. Même à de faibles concentrations, la vapeur d'eau a un effet très important sur la chimie martienne. Elle permet, par une série de réactions chimiques simples, de reconstituer le ${\ce {CO2}}$ . Tout commence avec la photolyse de l'eau :

{\ce {H2O + photon -> OH + H}}

Puis, le monoxyde de carbone réagit avec le radical ${\ce {OH}}$ , ce qui reconstitue le dioxyde de carbone.

{\ce {CO + OH -> CO2 + H}}

L'eau est ensuite reconstituée par la réaction chimique suivante :

{\ce {O2 + H + X -> H2O + X}}

On voit que le monoxyde de carbone est utilisé pour reconstituer le dioxyde de carbone, tandis que l'oxygène est utilisé pour reformer de l'eau. Cela explique pour les teneurs sont aussi différentes que prévu en théorie.

Le cycle du méthane martien

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 croûte 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 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 croûte martienne.

L'échappement atmosphérique

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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 entraîné 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 échappés 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 à 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.

La structure verticale de l'atmosphère martienne

L'atmosphère de Mars a une structure à trois couches : une troposphère, une mésosphère et une thermosphère. Il n'y a pas de stratosphère, comme sur Vénus. Pour rappel, la température diminue avec l'altitude dans la troposphère et la mésosphère, mais augmente dans la thermosphère. L'augmentation de température dans la thermosphère est liée à l'absorption du rayonnement solaire, la thermosphère est chauffée par le haut par le Soleil. La mésosphère et la troposphère sont séparées par leur comportement convectif, comme on le verra plus bas. La troposphère se terminerait vers les 40-45 kilomètres d'altitude, la mésosphère vers les 100 kilomètres et la thermosphère vers les 230 kilomètres.

Les planètes gazeuses

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.

La composition chimique des planètes gazeuses

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 eux 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.

La structure interne et la classification des planètes gazeuses

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.

La température de surface des planètes gazeuses

De par leur éloignement du soleil, les planètes gazeuses de notre système solaire sont très froides. Leurs températures respectives varient en fonction de leur distance au soleil. Jupiter est la plus chaude avec en moyenne -110°C et une distance au soleil de 5.21 U.A. S'en suit Saturne avec une température moyenne de -190°C et une distance de 9.54 U.A. Viennent ensuite Uranus et Neptune avec une température moyenne similaire (-220°C) malgré un éloignement du soleil différent, respectivement 19.13 U.A et 29.98 U.A. On ignore encore avec certitude pourquoi malgré leur éloignement du soleil qui diffère, Uranus et Neptune ont la même température, cependant les scientifiques pensent qu'Uranus de par son inclinaison et son atmosphère perd plus facilement sa chaleur dans l'espace.

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 chaleur interne des planètes géantes

Les planètes gazeuses, à l'exception d'Uranus, émettent plus de chaleur qu'elle n'en reçoivent du Soleil. Il existe donc une source de chaleur dans ces planètes, qui crée ce surplus de chaleur. 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).

U=-{\frac {3}{5}}{\frac {GM^{2}}{R}}

Supposons que la contraction fasse passer la planète du rayon $R_{1}$ au rayon $R_{2}$ . L'énergie potentielle libérée lors de la contraction est alors de :

U_{1}-U_{2}=-{\frac {3}{5}}{\frac {GM^{2}}{R_{1}}}-\left(-{\frac {3}{5}}{\frac {GM^{2}}{R_{2}}}\right)

On factorise ${\frac {3}{5}}GM^{2}$ :

U_{1}-U_{2}={\frac {3}{5}}GM^{2}\left({\frac {1}{R_{2}}}-{\frac {1}{R_{1}}}\right)

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 :

{\frac {U_{1}-U_{2}}{2}}={\frac {3}{10}}GM^{2}\left({\frac {1}{R_{2}}}-{\frac {1}{R_{1}}}\right).

La planète 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.

L'intérieur de Jupiter

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

L'atmosphère de Jupiter

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.

La composition chimique de Jupiter

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 %

La structure verticale de l'atmosphère jovienne

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.

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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 composées d'eau sous forme de glace et de vapeur, comme les nuages terrestres nommés cirrus. À 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
−90 km	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.

Les bandes de nuages

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.

La structuration en bandes de Jupiter proviendrait de la rotation de la planète. Sans cette rotation, l'atmosphère aurait une cellule de convection dans chaque hémisphère, qui amènerait l'air chaud de l'équateur vers les pôles et l'air froid dans l'autre sens. Sur les planètes en rotation, la rotation de la planète engendre une déviation des vents (par effet Coriolis), qui découpe la cellule de convection en plusieurs. Sur Terre, on observe trois cellules, et d'autres planètes sont dans ce cas. Sur Jupiter, la cellule de convection est segmentée en un grand nombre de sous-cellules, qui formeraient chacune un couple bande/zone.

Les vents dans une bande peuvent aller dans un sens différent des bandes qui l'entourent, au point où chaque bande a une vitesse différente de ses voisines. La vitesse des vents est maximale à l'équateur, mais diminue rapidement en remontant vers les pôles. Néanmoins, les vents dans des bandes voisines peuvent aller à des vitesses très différentes. Le résultat est qu'entre deux bandes voisines, on trouve une zone de transition où la vitesse des vents change rapidement. 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. Les zones de transition entre bandes sont donc très élevées, en raison de phénomènes de cisaillements entre bandes.

Les cyclones joviens

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 !

La planète Saturne

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).

La structure interne 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 reçoit de la part du Soleil. Le responsable est encore une fois le processus de Kelvin-Helmholtz.

L'atmosphère de Saturne

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.

Les cyclones sur 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. À chaque survol par les sondes spatiales, cet hexagone était présent, signe que celui-ci a conservé sa forme durant plusieurs décennies. Cela peu paraître 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.

La composition chimique de l'atmosphère de Saturne

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

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.

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

Une particularité d'Uranus est sa rotation, assez particulière. Celle-ci est illustrée dans le schéma ci-dessous. Au 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 d'Uranus par rapport aux autres planètes : on y retrouve des aurores polaires, la magnétosphère est structurée comme celle des autres planètes, etc.

La 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.

L'atmosphère d'Uranus

L'absence de chaleur interne et l'éloignement du Soleil fait que l'atmosphère d'Uranus 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.

La composition chimique d'Uranus

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, riche en eau et en éléments volatils. Sa composition chimique ressemble beaucoup à celle du Soleil, sauf sur quelques points. Le principal est que l'atmosphère d'Uranus a un excès en Carbone, comparé au Soleil, mais aussi à Jupiter et Saturne. Le rapport carbone/hydrogène est près de 30 à 40 fois plus élevé que pour le Soleil, alors que Jupiter et Saturne ont un rapport C/H seulement 3 fois plus élevé. Une explication serait qu'Uranus se serait formé assez tard, après que le vent solaire ait soufflé une grande partie de l'hydrogène du disque protoplanétaire.

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

Du fait de la présence de Carbone en grandes quantités, Uranus est riche en méthane, mais aussi 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.

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. À 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.

La structure verticale de l'atmosphère d'Uranus

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.

Les vents et variations horizontales

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.

La planète Neptune

Neptune est la dernière planète du système solaire. Son orbite est assez éloignée, mais elle ne se démarque pas trop des orbites des autres planètes. Elle aune faible excentricité (0.0009), ce qui fait Neptune a une trajectoire autour du Soleil qui est quasiment circulaire. Pour ce qui est de son obliquité (la manière dont l'axe de rotation est penché), elle ressemble à toutes les planètes du système solaire, avec une obliquité assez faible. Dit autrement, l'axe de rotation est presque à la perpendiculaire de son plan orbital. Ce qui est une grande différence avec sa planète sœur, Uranus.

Sa belle couleur bleue est causée par la présence de méthane dans son atmosphère. Ce méthane absorbe les couleurs rouge/orange, ne laissant passer que la couleur bleue.

L'intérieur de Neptune

Neptune ressemble beaucoup à Uranus, dans le sens où c'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. Sa taille est aussi assez proche de celle d'Uranus. Une petite différence tient dans sa densité : Neptune est moins dense qu'Uranus. Là où Uranus a une densité de 1.64 g/m3, celle de Neptune fait dans les 1.29 g/m3.

La température interne de Neptune (dans son atmosphère)

Les observations nous disent que Neptune émet plus de chaleur qu'elle n'en reçoit du Soleil. C'est lié au fait qu'elle se contracte sur elle-même. Ses gaz tombent vers le centre de la planète du fait de la gravité. En se rapprochant du centre, leur énergie potentielle se transforme en énergie cinétique, puis en chaleur. Ce surplus de chaleur est alors ré-émis dans l'espace sous la forme de rayonnement, que l'on peut mesurer depuis la Terre. Rappelons que ce phénomène est observé sur toutes les planètes géantes, à l'exception d'Uranus.

Pour ce qui est de la température de Neptune, elle varie en fonction de la profondeur, ce qui fait qu'il est difficile de donner sa température de surface. Dans le chapitre sur la température des planètes, il avait été mentionné une température de -225°c, mais cette température n'est observée qu'à une profondeur bien précise, où la pression atteint les 100 millibars. À cette profondeur, la température est la plus basse de toute l'atmosphère de Neptune. Au-dessus, la température dépasse les -225°c, car l'atmosphère est chauffée par le rayonnement solaire. En-dessous, la température augmente avec la profondeur, en raison de l'influence conjuguée de la pression et de la contraction gravitationnelle. L'altitude de température minimale sert concrètement d'altitude de référence, à savoir de niveau zéro qui permet de définir la surface de Neptune. Mais ce n'est là qu'une convention assez arbitraire. En tout cas, l'atmosphère de Neptune ne semble pas vraiment structurée en troposphère, stratosphère, mésosphère et thermosphère, mais seulement deux couches : une thermosphère au-dessus du point de température minimale, et une troposphère en-dessous.

L'atmosphère de Neptune

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.

La composition chimique de Neptune

La composition chimique de l'atmosphère de Neptune est similaire à celle d'Uranus, avec cependant quelques différences marginales de composition chimique. 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.

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 ${\ce {CO}}$ . 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.

Les orages sur Neptune

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.

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Les satellites et anneaux planétaires

Les planètes sont des astres massifs, dont la gravité est suffisante pour attirer des petits corps vers elles. Dans la plupart des cas, les objets attirés s'écrasent sur la surface des planètes et forment un cratère d'impact. Mais il arrive que des petits corps entrent en orbite autour d'une planète, comme les planètes autour du Soleil. Les corps qui orbitent autour des planètes sont nombreux et ont des tailles variées, mais on peut 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 naturels, 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. Nous allons par contre nous attarder sur les anneaux planétaires et les satellites.

Les satellites planétaires

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 nombre total de satellite dans le système solaire est estimé à plus de 500, avec 170 satellites sont confirmés. Ils vont de petits satellites à peines visibles sur un télescope, à des satellites de la taille d'une planète naine. La plupart tournent autour de planètes, la majorité tournant autour de planètes gazeuses, plus massives. 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. Seules Mercure et Venus n'ont pas de satellites confirmés.

L'origine des satellites planétaires

La recherche sur l'origine des satellites réguliers est encore en cours, mais les scientifiques savent que satellites et anneaux planétaires se forment suivant les mêmes mécanismes. Un satellite régulier est généralement le résultat de la condensation d'un anneau planétaire en un corps unique. Rassemblez les petits corps 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.

Les scientifiques ont déjà identifié plusieurs mécanismes de formation pour les satellites. Dans les grandes lignes, soit il se forme suite à un impact de météorite extrêmement puissant, soit il se forme en même temps que sa planète, soit le satellite est capturé quand il passe dans le voisinage de la planète.

Dans le premier cas, il se produit 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.
Dans le second cas, le satellite se forme comme toute planète ou tout petit corps, par accrétion de planétésimaux, par condensation d'un anneau/disque de gaz et de poussières qui encercle la planète. Lors de la formation du système solaire, la planète s'entoure d'un disque de gaz et de poussière qui tourne avec elle. Le phénomène est sensiblement le même que pour la formation des planètes autour du Soleil, mais en remplaçant le Soleil par la planète et les planètes par les satellites. Il peut donc se former un disque planétaire, composé de gaz et de petits corps, qui encercle la planète. Ce disque forme des anneaux planétaires et des satellites, après évacuation/condensation du gaz.
Dans le troisième cas, le satellite, égaré dans l'espace, passe à proximité de la planète et se met alors à orbiter autour d'elle. Les satellites capturés se reconnaissent à leur forme, relativement irrégulière, et à leur orbite qui les classe parmi les satellites irréguliers. Le scénario qui nous intéresse est le premier, car c'est le plus intéressant à étudier.

Les orbites des satellites : satellites réguliers et irréguliers

Les scientifiques ont classé les satellites en deux catégories suivant la forme de leurs orbites : les satellites dits réguliers et les irréguliers. Les premiers ont une orbite peu inclinée et peu excentrique. À l'inverse, les satellites irréguliers ont une orbite fortement inclinée et/ou fortement excentrique. Pour ce qui est de l'inclinaison, les satellites réguliers ont une orbite située dans un même plan, proche du plan de l'équateur de la planète, sur lequel on retrouve aussi les anneaux planétaires et les astéroïdes primordiaux. En comparaison, les astéroïdes capturés ont une orbite fortement inclinée par rapport à ce plan. C’est la première différence entre satellites réguliers et irréguliers : les satellites réguliers sont localisés dans le plan équatorial de la planète, alors que les satellites irréguliers ne le sont pas. La seconde différence est que l'orbite des satellites réguliers est presque circulaire, alors que celle des irréguliers est fortement elliptique.

Les satellites réguliers semblent s'être formés en même temps que la planète autour de laquelle ils orbitent, par condensation d'un disque de gaz encerclant la planète. Le plan dans lequel ils orbitent n'est autre que le plan du disque qui entourait autrefois la planète. Cela explique pourquoi les satellites sont sur des orbites peu inclinées : leur orbite a peu évolué depuis leur formation et ils restent donc dans le plan du disque protoplanétaire. À l'opposé, les satellites irréguliers sont souvent des astéroïdes ou des comètes, qui ont été déviés de leur orbite par la gravité et qui se sont mises en orbite autour de la planète. C'est ce qui explique leur orbite, fortement inclinée et excentrique, les astéroïdes capturés arrivant de n'importe où.

Les anneaux planétaires

Certaines planètes sont entourées par des anneaux planétaires, des disques de petits corps qui entourent une planète. Ils sont surtout présents autour de planètes suffisamment massives, ce que nous expliquerons dans ce chapitre. Dans le système solaire, toutes les planètes géantes sont entourées d'anneaux. Ils sont majoritairement composés de petits corps, de poussières, d'astéroïdes, de blocs de glace, de gaz diffus, etc. Les petits corps des anneaux sont soit des particules solides, silicatées et/ou métalliques, soit des blocs de glace, soit un mélange des deux. Ce peu être des particules rocheuses recouvertes de glaces, ou des particules composées d'un mélange de roche et de glace en proportions variables. Pour donner quelques exemples, les anneaux de Jupiter sont surtout composés de poussières solides, les anneaux de Saturnes sont presque exclusivement composés de glaces d'eau, et les anneaux d'Uranus et de Neptune sont un mélange des deux avec une dominance des particules glacées.

La formation des anneaux et la limite de Roche

On a vu plus haut que les anneaux et satellites peuvent se former par évolution d'un disque protoplanétaire. 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 marée, qui peuvent empêcher un satellite de se former. 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.

De même, les effets de marées peuvent totalement disloquer un satellite qui s'approcherait trop près d'une planète, donnant naissance à un chapelet de petits corps, voire à un anneau planétaire. Il arrive en effet que des satellites se forment au-delà de la limite de Roche, mais finissent tout de même par l'atteindre. Dans ce cas, les forces de marées démantèlent le satellite en petits corps qui vont se mettre à orbiter autour de la planète. Leur orbite reste très proche de la limite de Roche et 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.

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 les calculs suivants. En ajoutant quelques hypothèses, on peut arriver à une formule de ce type :

d\propto R\cdot {\sqrt[{3}]{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}

, avec R le rayon de la planète,

p_{pla}

la densité de la planète et

p_{sat}

la densité du satellite.

La constante multiplicative dépend du modèle exact utilisé. Dans ce qui va suivre, nous allons donner deux démonstrations différentes, basées sur des modèles légèrement différents. 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.

Le modèle de Roche

Pour simplifier les calculs, nous allons remplacer le satellite de masse $m$ par deux petits corps de masse $m \over 2$ . 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 :

F_{cohesion}={\frac {Gm^{2}}{(2r)^{2}}}={\frac {Gm^{2}}{4r^{2}}}

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 :

F_{maree}=GMm{\frac {4r}{d^{3}}}

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

GMm{\frac {4r}{d^{3}}}={\frac {Gm^{2}}{2r^{2}}}

Simplifions par $GM$ :

M{\frac {4r}{d^{3}}}={\frac {m}{2r^{2}}}

Quelques manipulations algébriques nous donnent :

d^{3}=16r^{3}{\frac {M}{m}}

Quelques manipulations algébriques nous donnent enfin la limite de Roche :

d=r{\sqrt[{3}]{16{\frac {M}{m}}}}

À 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 $p_{pla}$ la densité de la planète et $p_{sat}$ la densité du satellite. On a alors, d'après la formule du volume d'une sphère :

{\frac {M}{m}}={\frac {R^{3}}{r^{3}}}{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}

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

d=r{\sqrt[{3}]{16{\frac {R^{3}}{r^{3}}}{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}}

Ce qui se simplifie en :

d=R{\sqrt[{3}]{16{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}}\approx 2.519\times R{\sqrt[{3}]{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}

Le modèle du caillou

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. Le caillou est soumis à la fois à la gravité de la planète et 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 attirés par la planète que par les forces de cohésion internes.

On suppose que le satellite est situé à une distance $d$ de la planète (en partant du centre du satellite), le caillou est situé à une distance $r$ du centre du satellite.

Schéma de la situation étudiée dans les paragraphes suivants.

La force de gravité causée par le satellite est égale à :

F_{\text{satellite}}={\frac {G\cdot M_{\text{satellite}}\cdot m_{\text{caillou}}}{r^{2}}}

La force de gravité causée par la planète est égale à :

F_{\text{planete}}={\frac {G\cdot M_{\text{planete}}\cdot m_{\text{caillou}}}{(d-r)^{2}}}

La limite de Roche est la distance D où ces deux forces sont égales. Ce qui donne :

{\frac {G\cdot M_{planete}\cdot m_{caillou}}{(D-r)^{2}}}={\frac {G\cdot M_{satellite}\cdot m_{caillou}}{r^{2}}}

En simplifiant, on a :

{\frac {M_{planete}}{(D-r)^{2}}}={\frac {M_{satellite}}{r^{2}}}

On peut alors exprimer la masse de la planète et du satellite et fonction de leur rayon et de leur densité :

\left[{\frac {4}{3}}\pi \cdot {R_{\text{planete}}}^{3}\cdot \rho _{\text{planete}}\right]{\frac {1}{(D-r)^{2}}}=\left[{\frac {4}{3}}\pi \cdot r^{3}\cdot \rho _{\text{satellite}}\right]{\frac {1}{r^{2}}}

En simplifiant, on a :

{R_{\text{planete}}}^{3}\cdot {\frac {\rho _{\text{planete}}}{(D-r)^{2}}}=r^{3}\cdot {\frac {\rho _{\text{satellite}}}{r^{2}}}

Prenons la racine troisième :

R_{\text{planete}}\cdot {\sqrt[{3}]{\frac {\rho _{\text{planete}}}{(D-r)^{2}}}}=r\cdot {\sqrt[{3}]{\frac {\rho _{\text{satellite}}}{r^{2}}}}

Après de longs calculs, on doit trouver que :

D=R{\sqrt[{3}]{2{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}}\approx 1,260\times R{\sqrt[{3}]{\frac {p_{pla}}{p_{sat}}}}

La dynamique des anneaux planétaires

Les anneaux planétaires ne sont pas éternels et figés, mais sont des structures dynamiques. En règle général, quand un anneau se forme, la poussière orbite autour de la planète en suivant une orbite elliptique, mais cela ne dure pas. En effet, les petits corps qui forment l'anneau sont soumises au rayonnement solaire et à d'autres processus physiques qui changent leur orbite. Des effets comme l'entrainement de Poynting-Robertson et la pression de radiation, ou encore l'effet Yarkovsky, modifient les orbites des poussières. En conséquence, elles se mettent à spiraler vers la planète ou au contraire s'en éloignent. La conséquence est que les anneaux se vident progressivement, ils perdent de la matière régulièrement et s'étendent dans l'espace.

Le comportement de a matière dans l'anneau est assez simple à modéliser et on arrive à décrire correctement le comportement de l'anneau avec la mécanique des fluides. La matière de l'anneau, bien que solide, se comporte globalement comme un fluide dont les particules seraient les poussières et les petits corps de l'anneau. La mécanique des fluides nous dit que ce fluide a une certaine viscosité, celle-ci décrivant à quelle vitesse s'écoule le fluide, à quel point il est mou/fluide. Une faible viscosité se traduit par un comportement proche d'un liquide, alors qu'une forte viscosité trahit un fluide assez mou. La viscosité du fluide est liée à trois phénomènes distincts. En premier lieu, les poussières de l'anneau s'entrechoquent et entrent régulièrement en collision les unes avec les autres. Cela entraîne l'apparition d'un premier terme de viscosité. En second lieu, chaque particule garde son moment cinétique, même si elle change d'orbite, ce qui entraîne des phénomènes cinématiques divers et entraîne l'apparition d'un second terme de viscosité. Enfin, il faut citer les interactions gravitationnelles et électriques entre les poussières, qui s'attirent les unes les autres, qui est à l'origine d'un troisième terme de viscosité. Globalement, les anneaux sont assez visqueux et ils s'étalent lentement dans l'espace. Ils s'étalent d'autant plus lentement que l'anneau est dense et massif.

Malgré les pertes de gaz et de poussières, certains anneaux arrivent cependant à rester stables, car ils reçoivent des apports en matières des satellites avoisinants. Par exemple, le satellite Encelade de Saturne émet de grandes quantités de gaz qui se retrouvent dans l'anneau E. Il arrive aussi que certains anneaux soient en réalité formés par l'émission de gaz provenant d'un satellite. Les gaz et poussières éjectées du satellite se mettent à orbiter sur une trajectoire proche de l'orbite du satellite. En s'éloignant progressivement, ils forment un anneau plus ou moins étendu. De tels anneaux s'évaporent rapidement, au fur et à mesure que les gaz et poussières s'éloignent, mais des apports réguliers en matière par le satellite compensent les pertes, ce qui permet aux anneaux de se maintenir.

En règle générale, les anneaux planétaires sont 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. Dans les deux cas, cela implique la présence d'un satellite près de l'anneau, voire dans l’anneau lui-même. Dans le premier cas, les poussières en résonance gravitationnelle avec un satellite sont éjectées de leur trajectoire sous l'effet de la résonance. Le phénomène est similaire à celui qui donne naissance aux lacunes de Kirkwood dans la ceinture d'astéroïde, sauf que la ceinture d'astéroïdes est remplacée par l'anneau planétaire. Une autre possibilité pour donner naissance à des lacunes est quand un satellite migre et se met à orbiter sur la même orbite que l'anneau planétaire. Il époussette alors les poussières sur sa trajectoire et laisse un creux dans l'anneau sur son passage. De telles lacunes sont faciles à identifier : il y a un satellite à l'intérieur, contrairement aux lacunes formées par résonance avec un satellite.

Les systèmes d'anneaux et les satellites des planètes géantes

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, qui forment 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. L'anneau principal provient des poussières émises par les satellites Adrastée et Metis. Il en est de même pour l'anneau halo, dans une moindre mesure. Les anneaux Gossamer sont formés par les émissions des satellites Amalthée et Thebe.

Saturne est entouré par plusieurs satellites, mais surtout par un ensemble d'anneaux des plus développés. Ils sont nommés anneaux A, B, C, D, E et F, par ordre de découverte. L'anneau D le plus proche de la planète saturne est l'anneau D. Il est si peu dense qu'il est invisible depuis la Terre et ne se voit pas très bien au télescope spatial en lumière visible. Il est suivi par les anneaux A, B et C, les seuls à être visibles depuis la Terre. L'anneau C est le plus proche de Saturne, le A le plus éloigné, le B est au milieu. Au-delà de l'anneau A, se trouve les anneaux F et G. Ils sont enfin suivis par l'anneau E, un anneau très peu dense et le plus éloigné de la planète.

Uranus est entouré par 28 satellites et quelques anneaux. Les anneaux de Neptune sont au nombre de cinq, mais ils ne sont pas aussi développés que ceux de Saturne ou de Jupiter, ce qui fait qu'ils sont moins connus par le grand public. En majorité, les satellites d'Uranus et de Neptune 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 perclus 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.

La géologie 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 été 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

L'observation de la croûte 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. À l'inverse, les mers lunaires sont plates et sans cratères, ce qui prouve qu'elles ont subi 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

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 croûte : la croûte est plus épaisse sur la face cachée que sur la face visible. Là où la croûte 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 croûte. 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 croûte, 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 croûte et permettre au magma de s'épancher en surface. Sur la face cachée, la croûte 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

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 croûte 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

À 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.

Les dômes et cônes volcaniques

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

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

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.

Les Irregular Mare Patches

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

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 croûte 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 croûte 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 croûte. 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

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 croûte 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 croûte 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 croûte 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 rempli par la remontée du manteau sous-jacent. La croûte 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 croûte 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 croûte et la déforme. L'interface entre la croûte 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 croûte, les vagues formées par l'onde de choc sur l'interface croûte-manteau vont "se figer" et donner les mascons.

Les roches lunaires : chimie et pétrographie

À 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 croûte 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 croûte (dépendante du magmatisme) avant celle du sol lunaire, influencée par l'érosion spatiale.

La croûte lunaire

À 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 Strontium, 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 isotopique, les basaltes des mers lunaires sont appauvris en Europium et en Strontium, 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.

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.

Le régolite lunaire

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 méga-régolite 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. À noter que le pôle 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 présents 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

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 connaître 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 séismes profonds sont tous localisés du côté de la face visible, aucune source n'étant enregistrée du côté de la face cachée.

La croûte lunaire

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

Les premières centaines de mètres, composées de gravats, laissent bien passer les ondes sismiques.
À moins d'un kilomètre de profondeur, les ondes sismiques ralentissent lors du passage du régolithe à la croûte.
Entre 1 et 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 croûte laisse place au manteau et la zone de transition est assez brutale.

Le manteau lunaire

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

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 côté 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 croûte. 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

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.

La séparation de la croûte et du manteau

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 fini par se solidifier progressivement, donnant naissance à la croûte 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 sédimenté vers la base du manteau, laissant les feldspaths plagioclase flotter sur l'océan de magma, et donnant naissance à la croûte. Le résultat est un manteau riche en pyroxènes (ortho et clino-pyroxènes) et en olivine, surmonté par une croûte d'anorthosite.

Séparation du manteau et de la croûte lunaire.

La croûte 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 toutes les planètes telluriques, Terre incluse, on peut se demander pourquoi la Lune est la seule à avoir une croûte d'anorthosite. La Terre, Mars, Venus, et de nombreux autres corps telluriques, ont une croûte 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 croûte, là où les autres corps telluriques n'ont pas eu cette chance. On estime que si la Terre avait pu former une croûte 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 cristallisé en premier, suivis par l'olivine, puis enfin par les plagioclases. Sur Terre, les pyroxènes et l'olivine ont cristallisé 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 croûte solide. À 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 croûte et de la présence d'eau à la surface de la Terre. L'eau a en effet pu 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 croûte est assez mal connue à l'heure actuelle, et que de nombreuses incertitudes ruinent notre connaissance de la formation de la croûte terrestre. Mais revenons à la croûte lunaire.

La croûte lunaire a évolué 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 croûte et ait 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 ait 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 croûte 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 croûte 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 croûte 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 croûte du manteau, Europium et Strontium se sont retrouvés dans la croûte des continents, en même temps qu'ils quittaient le manteau pour la croûte. Le résultat est donc un manteau pauvre en Europium et Strontium et une croûte enrichie.

L'évolution géologique après la formation de la croûte

Une fois la croûte 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 refroidi 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.

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Les satellites de Jupiter

Jupiter a un grand nombre de satellites : 69 en tout ! Galilée a identifié quatre satellites de Jupiter, Io, Europe, Ganymède et Callisto, qui sont aujourd'hui nommés satellites galiléens en son honneur. Ce chapitre leur est exclusivement dédié car ils ont une géologie des plus riches qui soit, alors que les autres satellites sont des petits corps sans particularités, très proches d’astéroïdes. 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 un océan 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 été capturés par la gravité de Jupiter.

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 satellites, 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

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

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 assez 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.

Ganymède

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 5 260 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 plus 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

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 assez épaisse et est 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.

Surface

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 chaînes de cratères à certains endroits bien précis. Celles-ci se forment quand une météorite se disloque avant de s'écraser.

Magnétosphère

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, sûrement du sel, le rendant conducteur. L'interaction entre vent solaire et magnétosphère de Ganymède 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

Les surfaces d'Europe et de Ganymède se ressemblent, mais ne sont pas identiques, Europe ayant quelques propriétés assez idiosyncratiques. Il en est de même avec la structure interne, qui est similaire entre les deux satellites, avec quelques particularités pour Europe. 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 connaît 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

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 croûte 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.

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 croûte 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 croûte 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.

Structure interne

On a vu plus haut qu'Europe est recouvert de glaces d'eau. Les cratères d'impact donnent des indices sur la profondeur de la croûte de glace. Certains cratères sont entourés de fissures d'effondrement concentriques (des grabens circulaires emboîtés), qui ne peuvent traverser que la portion cassante du satellite (la croûte, donc) et s'arrêtent au niveau de la couche ductile. Grâce à cela, on sait que la croûte de glace cassante n'est pas très épaisse. Les estimations donnent une croûte cassante d'une profondeur de quelques kilomètres : entre 4 et 2 selon l'endroit. En dessous, l'intérieur du satellite devient plastique, ductile, visqueux. Les scientifiques savent donc que sous la croûte de glace cassante, on doit trouver une couche plus facilement déformable, au caractère dit plastique/ductile. On ne sait pas si cette couche sous-jacente est composée d'eau liquide ou de glaces "molles", les observations sur les cratères n'étant pas concluantes.

Pour résumer, une couche de glace de surface surmonte un océan liquide, à moins qu'il ne s'agisse d'une couche de glace facilement déformable. Le satellite Europe est donc assez similaire à Ganymède, avec cependant quelques différences. Les deux sont des corps telluriques recouverts de glaces et peut-être aussi d'eau liquide, mais le nombre de couches de glace/eau n'est pas le même, sans compter que la glace est beaucoup moins épaisse, ce qui fait qu'elle perd sa structuration en couches de cristallinité différente. 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. 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.

IO

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

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 éjectas 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

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 résume à des mouvements verticaux et de la fracturation, responsables de la formation de chaînes de montagnes. Les montagnes recouvrent environ 2% de la surface de IO. On ne sait pas très bien, à l'heure où j'écris ces lignes, comment se forment ces montagnes Ioniennes (I.E : sur IO). Peut-être des infiltrations de magma dans la croûte sont capables de soulever les terrains au-dessus ? Ou alors, peut-être est-ce lié à l'accumulation d'écoulements de lave, dont le poids entraîne des mouvements tectoniques et isostatiques verticaux, capables de soulever des blocs de roches avoisinants.

**Mécanismes de la tectonique sur IO**
Infiltrations crustales de magma (Diapir). Le magma pousse la croûte surplombante, au point de la fracturer et de donner naissance à des failles normales. À l’extrême, pour de grosses infiltrations, cela peut aller jusqu’à créer des montagnes, voire des chaînes de montagnes.	Recyclage de la croûte d'Io. Le volcanisme créé une nouvelle croûte, qui recouvre l'ancienne et appuie dessus. Les portions profondes de la croûte sont ainsi enfouies en profondeur et finissent par être recyclée en magma/matériel mantellique sous l'effet de la température.

Les satellites de Saturne

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 se situent dans les anneaux mais d'autres en sont séparés.

Les scientifiques ont classé les satellites en plusieurs catégories suivant la forme de leurs orbites. Sans rentrer dans les détails, nous allons regrouper les satellites en deux groupes : les satellites dits réguliers et les irréguliers. Les premiers ont une orbite peu inclinée et peu excentrique alors que les satellites irréguliers ont une orbite fortement inclinée et/ou fortement excentrique. Là où les premiers se sont formés en même temps que Saturne, par condensation d'un disque protoplanétaire, les satellites irréguliers proviennent de petits corps capturés par la gravité de Saturne.

Les satellites irréguliers de Saturne sont classés en trois groupes, en fonction de l'inclinaison et de l'excentricité de leur orbite : le groupe inuit, le groupe Norse et le groupe Gallic. Ces groupes correspondent à des satellites qui proviennent d'un corps parent brisé en morceaux par les forces de marées ou les collisions. Les astéroïdes capturés, qui se sont mis en orbite autour de Saturne, ne sont pas restés bien longtemps en un seul morceau. Ils se sont brisés sous l'effet des forces de marées (passage en-deça la limite de Roche, qu'on verra dans quelques chapitres), ou alors à cause de collisions avec d'autres astéroïdes. Le résultat est que les débris sont restés sur une orbite proche de l'astéroïde initial, du corps parent.

Les satellites principaux

Dans cette section, nous allons parler de tous les satellites, à l'exception de Titan et d'Encelade. La raison à cela est que ces deux satellites sont assez particuliers et se démarquent des autres. Là où tous les autres satellites sont fortement cratérisés, Encelade a une géologie encore mal comprise qui a effacé la totalité des cratères d'impacts à sa surface. Pour Titan, son atmosphère est totalement inédite. Là où les autres satellites de Saturne ne sont pas assez massifs pour avoir une atmosphère, Titan a une atmosphère dense (pour un satellite). De plus, la chimie de l'atmosphère de Titan est absolument fascinante, comme nous le verrons plus tard.

Si on omet Titan et Encelade, les autres satellites ne sont pas aussi spectaculaires. Leur géologie est inexistante ou alors mineure, et la surface est surtout façonnée par les cratères d'impacts et des variations d'albédo. L'analyse spectroscopique de la lumière qu'ils renvoient nous dit que leur surface est recouverte de glace d'eau. Leur intérieur est vraisemblablement formé d'un mélange d'eau et de silicates, plus ou moins bien différencié. Les petits satellites ne sont pas différencié, ou alors très peu, ce qui signifie que la glace d'eau et les roches s’entremêlent et ne sont pas séparés dans des couches distinctes. Pour les plus gros satellites, si on se base sur les mesures gravimétriques, la séparation glace/roche est partielle. Leur cœur serait principalement rocheux, avec une faible portion de glace, alors que leur surface serait surtout composée de glace avec un peu de roches.

Les petits satellites réguliers

Les petits satellites ont une forme assez irrégulière, très loin d'être sphériques ou ellipsoïdaux, ce qui montre qu'ils ne sont pas en équilibre hydrostatique. Ce seraient des rubble pile, à savoir des astéroïdes formés de fragments lâchement joints les uns aux autres par la gravité, laissant beaucoup de vides entre les fragments. Ils sont fortement cratérisés.

L'analyse de la lumière qu'ils renvoient nous donne des indices sur leur composition chimique. Globalement, ce sont des corps partiellement rocheux, partiellement glacés et riches en glaces d'eau. Globalement, ce sont des boules de glaces contenant un peu de roches solides. Ils ont tous un albédo assez fort (ils réfléchissent beaucoup de lumière) en raison de leur forte teneur en glace, à l'exception d'Hypérion qui serait recouvert d'une couche de matière noire. Leur surface montre cependant des portions sombres, surtout au fond des cratères, qui seraient liées à la présence de matière sombre, potentiellement organique.

Les gros satellites réguliers

Les satellites de plus grande taille ont une forme sphérique/ellipsoïdale, car ils ont atteint une gravité suffisante pour se sphériser. Leur surface montre des cratères d'impact, mais aussi d'autres structures géologiques encore mal comprises. Par exemple, on observe des canyons à leur surface et de nombreuses falaises de glace. Les cratères sont généralement de petite taille, comparé à la taille du satellite, mais il existe quelques exceptions. Et à ce petit jeu, le satellite Mimas est de loin d'exception la plus impressionnante, avec un cratère d'impact de 130 kilomètres de diamètre, pour un satellite de 400 kilomètres de diamètre (environ).

Quant aux failles, leur origine est incertaine, mais les astronomes ont une explication qui s'applique bien au cas du satellite Rhéa. L'idée est que la glace de ces satellites s'est compressée sous l'effet de la pression. Elle est passée d'une phase cristalline à une autre phase plus dense. Vu que le phénomène s'est produit dans tout le satellite, ce dernier a diminué de volume et s'est contracté, donnant naissance à des failles de contraction sur sa surface. Le phénomène est similaire à l’origine des failles de Mercure, sauf qu'ici la contraction a été produite par changement de phase de la glace et non par refroidissement.

Sur la plupart des gros satellites de Saturne, on observe des régions où la coloration est légèrement différente des terrains avoisinants.

Le cas le plus frappant est observé sur le satellite Iapetus, où une face du satellite montre une tache sombre. Sur ce satellite, un hémisphère est complètement sombre, alors que l'autre est blanc avec quelques zones sombres. L'origine de ce contraste serait une histoire de sublimation/vaporisation de la glace de surface sur l'hémisphère sombre. La glace serait restée telle qu'elle sur l'hémisphère blanc, alors qu'elle se serait vaporisé dans l'hémisphère sombre. En se vaporisant, la glace aurait laissé derrière elle une couche de matériaux rocheux sombres, riches en matière carbonée. La couche sombre a une épaisseur très petite, d'à peine quelques centimètres, guère plus.
Les images montrent un phénomène similaire sur le satellite Téthys qui montre une face légèrement jaune/rouge. L'origine de ces accumulations de matières colorées est mal comprise, mais les scientifiques suspectent que les anneaux de Saturne seraient responsables. La matière qui colore les satellites proviendrait des anneaux, sortirait des anneaux pour diverses raisons, et s'accumulerait sur les satellites qui croisent sa trajectoire.

Les satellites Dioné et Rhéa montrent tous deux une différence entre leurs deux hémisphères : l'un est criblé de cratères, alors que l'autre est plutôt lisse. Sur Rhéa, on distingue l'hémisphère arrière et l'avant, l'avant étant cratérisé et clair, alors que l'arrière est lisse et sombre. L'hémisphère arrière est aussi parsemé de trainées claires, aux origines encore mal comprises, qui contrastent avec la surface sombre et lisse. On observe la même chose sur Dioné, même si la différence de cratérisation entre les deux hémisphères est moins flagrante.

Le satellite Encelade

Encelade est un satellite de Saturne, le quatorzième en partant de Saturne. Son orbite autour de Saturne a un diamètre d'environ 180 000 kms, ce qui fait qu'il orbite à l'intérieur de l'anneau E (le plus éloigné de Saturne). L'orbite en question est peu inclinée et est presque circulaire. Il est en rotation synchrone avec Saturne, ce qui fait qu'il montre toujours la même face à Saturne. C'est un petit satellite, d'environ 500 kilomètres de diamètres, ce qui en fait le plus petit satellite sphérique de Saturne (tous les autres ont une forme irrégulière). Si ces caractéristiques physiques sont sommes toutes assez banales, c'est surtout la géologie d'Encelade qui est intéressante.

La surface d'Encelade et son cryovolcanisme

La surface d'Encelade est composée presque exclusivement de glace. Elle ne montre que peu de cratères d’impact, ce qui signifie que quelque chose a renouvelé sa surface il y a peu. Les cratères d'impacts existants sont répartis d'une manière assez bizarre : certaines zones sont très cratérisées, alors que le reste de la planète a une surface assez lisse. Quoique lisse est un bien grand mot : les terrains d'Encelade sont parcourus par des plissements, des crevasses, des rides, des sillons, des lignes de terrains aux origines encore inconnues. Ces terrains ont un âge assez faible, de moins de 100 millions d'années d'après certaines estimations. Grossièrement, la surface d'Encelade est recouverte par quatre types de structures : les cratères, les plaines (planitia), les fosses (fossae) - des dépressions et rifts de petite taille - et les sulci, des bandes plissées de grande taille.

Au niveau du pôle sud, se trouve une région dépourvue de cratères, qui semble d'être formée récemment. La glace à cet endroit a une coloration légèrement différente du reste du satellite, surtout quand on l'observe dans les ultraviolets et les infrarouges. L'explication serait que la glace du pôle sud serait de la glace cristalline, alors que le reste du satellite serait recouvert de glace amorphe et de fragments de glace plus petits. Dans les autres régions, la glace d'Encelade a été réduite en un fin régolite glacé par les impacts de météorites, ou rendue amorphe par l'effet des ultraviolets solaires. Mais dans le pôle sud, cela n'a pas encore eu le temps d'arriver et la glace récemment formée est restée cristalline.

Au centre de la région du pôle sud, se trouvent quatre fractures de grande taille, parallèles les unes aux autres, appelées les rayures de tigre (Tiger straps). Les rayures de tigre, et la région du pôle sud en général, sont le lieu d'un volcanisme particulier où les volcans crachent non pas de la lave, mais de l'eau et de la glace : le cryovolcanisme. Celui-ci prend la forme de geysers, des fontaines de gaz et d'eau émises par des fentes ou des trous dans le sol d'Encelade. En raison de ce volcanisme, le pôle sud émet régulièrement des plumes de vapeur d'eau, visibles depuis l’espace.

L'intérieur d'Encelade

L'intérieur d'Encelade n'est pas bien connu. Les mesures indirectes (calcul du volume et de la masse) nous disent qu'Encelade a une densité supérieure à celle de la glace, qui colle assez bien avec un mélange de 50% d'eau et de 50% de roches silicatées. Mais impossible de savoir, pour le moment, de savoir si le satellite s'est différencié. On ne dispose pas encore de mesures gravimétriques, ni d'autres observations qui nous permettent de trancher sur sa structure interne. Les dimensions du satellites nous disent qu'il n'est pas en équilibre hydrostatique, ce qui complique l'interprétation des rares données existantes.

À l'heure actuelle, on suppose qu'Encelade devrait avoir un cœur rocheux surmonté par une couche de glaces et d'eau. Il a été supposé qu'un océan d'eau liquide existerait entre la glace de surface et le cœur rocheux. Cela expliquerait l'existence des geysers du pôle sud (bien qu'il existe des explications alternatives). Il est possible qu'il existe un océan d'eau liquide localisé sous le pôle sud, ce qui expliquerait pourquoi seul le pôle sud est le lieu d'une activité cryovolcanique et qu'on ne trouve des geysers qu'à cet endroit. Mais si l'océan se plonge sous toute la surface d'Encelade, cela expliquerait la tectonique d'Encelade. Les plis/failles sur sa surface seraient liés aux mouvements de l'océan de subsurface, qui emporterait la glace susjacente et la déformerait. Mais pour le moment, tout cela n'est que suppositions et les mécanismes à l'origine de cet océan sont encore mal compris, malgré les quelques pistes connues (réactions chimiques exothermiques, effets de marée, radioactivité, autres).

L'atmosphère d'Encelade et l'anneau E de Saturne

Les émissions des geysers sont à l'origine d'une atmosphère. La faible atmosphère d'Encelade est surtout composée par les émissions des geysers et a donc une composition chimique similaire. En théorie, Encelade ne devrait pas avoir d'atmosphère, du fait de sa faible masse. Si une atmosphère se mettait en place, elle s'évaporerait par échappement gravitationnel en quelques milliers d'années. Mais le volcanisme compense l'échappement gravitaire par un afflux régulier de vapeur d'eau et de gaz. Mais l'atmosphère en question n'est présente que là où les geysers sont en quantité suffisante, c’est-à-dire au pôle sud. Les autres régions d'Encelade ne sont pas surmontées par une atmosphère, ou alors celle-ci est tellement ténue qu'elle est en est négligeable.

En outre, les émissions des geysers se retrouvent satellisés sur l'orbite d'Encelade et se dispersent dans les anneaux de Saturne. Précisément, ils sont la source principale de gaz pour l'anneau le plus éloigné de Saturne, l'anneau E. C’est pour cela que la densité de l'anneau E est bien plus forte sur l'orbite d'Encelade et diminue progressivement en s'éloignant du satellite. Les particules de l'anneau peuvent ensuite se condenser sur les satellites présents dans l'anneau. Par exemple, une bonne partie de la vapeur d'eau de l'anneau E se retrouve dans l'atmosphère de Titan, un des satellites qui orbite dans l'anneau E.

Les geysers d'Encelade émettent surtout de la vapeur d'eau, mais aussi d'autres molécules assez diverses. On y trouve du méthane, du monoxyde de carbone, du dioxyde de carbone et divers composés organiques.

Le satellite Titan

Titan est le plus gros satellite et il est 20 fois plus massif que tous les autres satellites combinés. Il est légèrement plus gros que Mercure, mais a un poids largement inférieur, d'environ 40% la masse de Mercure. On devine donc que sa densité est bien plus faible que celle de Mercure, ce qui s'explique si Titan est composé d'un mélange de glaces (peu denses) et de roches (denses). D'après des calculs simples et approximatifs, Titan serait composé pour moitié de glaces et pour moitié de roches. Il est supposé que la glace et les roches se sont différenciées, donnant un cœur rocheux et une couche de surface glacée. Il existerait un océan liquide entre deux couches de glaces, comme sur Europe.

La chimie de Titan

Étonnamment, la masse de Titan est suffisante pour conserver une atmosphère et c'est d'ailleurs le seul satellite du système solaire à être dans ce cas. On connait l'atmosphère de Titan par l'analyse du spectre de la lumière qu'il nous renvoie, ainsi que par les analyses des sondes qui se sont posées sur Titan. Ces résultats nous disent que l'atmosphère de Titan est surtout composée d'azote et d'hydrocarbures (méthane, éthane, autres), ce qui la place dans la catégorie des atmosphères réductrices (voir le chapitre sur les atmosphères planétaires, pour rappel). L'azote est clairement le composant dominant, suivi par de faibles quantités de méthane, puis d'autres hydrocarbures (éthylène, acétylène, méthyl-acétylène, autres). Pour donner des chiffres, l'atmosphère de Titan est composée à 97% d'azote, à 2.7% de Méthane, à 0.1–0.2% d'hydrogène.

Les mesures de la sonde Cassini montrent que Titan reçoit un apport régulier en oxygène, plus précisément en ions oxygènes ${\ce {O+}}$ , qui provient probablement du satellite Encelade. L'oxygène ainsi apporté réagit avec le carbone pour donner du monoxyde de carbone et du dioxyde de carbone. Cependant, le dioxyde de carbone est rare dans l'atmosphère de Titan, de même que l'oxygène et le dioxyde de carbone, et leur concentration reste approximativement stable. La raison à cela est que les réactions chimiques entre oxygène, carbone et nitrates piègent carbone et oxygène dans du CO₂. Le CO₂ étant très lourd, il se condense dans des gouttelettes liquides, tombe au sol et s’intègre dans la glace. Le carbone et l'oxygène sont donc lessivés de l'atmosphère et piégés dans le sol. Voici les réactions chimiques qui mènent au piégeage du CO₂ sur Titan :

${\ce {O + CH_3 -> H_2CO + H}}$
${\ce {H_2CO + h\nu -> CO + H_2}}$ ou encore ${\ce {H_2CO + h\nu -> CO + 2H}}$
${\ce {CO + OH -> CO_2 + H}}$

Le méthane est responsable d'un effet de serre qui augmente quelque peu la température de surface de Titan. Grâce à l'effet de serre, la température de Titan est de 90,6 kelvins, soit −179,6 °C. La température est tellement faible qu'il n'y a pas d'eau dans l'atmosphère : toute la vapeur d'eau a gelé depuis longtemps et s'est retrouvé dans le sol et les profondeurs. Comme sur Terre, l'effet de serre est partiellement compensé par les brumes et les nuages, qui interceptent le rayonnement solaire avant qu'il n’atteigne le sol. Mais l'effet des nuages et des brumes sur la température est encore plus marqué sur Titan. Là où près de 60% du rayonnement solaire incident arrive au sol, seul 10% du rayonnement atteint le sol sur Titan. Les brumes rendent l'atmosphère très opaque, au point que l'on ne peut pas voir la surface du satellite en lumière visible. Fait étonnant, le côté jour est plus froid que le côté nuit du satellite, mais les astronomes ne savent pas encore bien pourquoi.

Malgré la distance au Soleil, le rayonnement solaire est suffisant pour photolyser le méthane de Titan et le faire disparaitre de l'atmosphère en quelques dizaines de millions d'années. Sa présence indique donc que les produits de la photolyse du méthane sont recyclés pour redonner du méthane, par des processus encore mal connus. Les produits de la photolyse du méthane sont surtout de l'acétylène, de l'éthylène et de l'éthane, qui se condensent dans les nuages. De nombreuses réactions donnent naissance à des tholins, des composés carbonés complexes, qui se condensent sous forme de particules solides, qui sédimentent à la surface de Titan. La couleur orange de l'atmosphère serait d'ailleurs due à ces tholins.

L'atmosphère de Titan

L'atmosphère de Titan est structurée comme sur Terre, avec quatre couches. Mais en raison de la plus faible gravité de Titan, les couches sont plus épaisses que sur Terre, l'atmosphère s'étalant plus loin dans l'espace. La surface est recouverte par endroits d'une brume d'éthane, un gaz lourd qui coule dans l'atmosphère et s'accumule au niveau du sol. Au-dessus, on trouve une couche de nuages, à une altitude de 25-35 kilomètres. Plus haut, à une altitude de 60 à 80 kilomètres, se forme une brume de particules et de gouttelettes condensées. Le tout est surmonté par une brume de tholins, des composés organiques formés dans la haute atmosphère par l'action du rayonnement solaire.

Titan a aussi une ionosphère développée, bien plus complexe que sur Terre. Les observations réalisées par les sondes montrent qu'elle est composée de 7 couches distinctes, là où la Terre en a au maximum 4.

Diverses observations ont montré qu'il existe des substances liquides à sa surface, comme sur Terre. La troposphère est le lieu d'une forte activité météorologique. Le méthane présent dans l'atmosphère se condense en nuages à une altitude de 25-35 kilomètres, nuages qui génèrent des pluies de méthane et d'hydrocarbures. Ces pluies atteignent la surface de la planète et sont à l'origine de fleuves, de rivières, de lacs de grande taille. Titan abrite un cycle du méthane de la même manière qu'il y a un cycle de l'eau sur Terre. Et cela n'est pas sans conséquences sur la surface de Titan et sa géologie, comme nous allons le voir dans la section suivante.

La surface de Titan

Les nuages de Méthane cachent la surface de Titan, mais l'observation via des infrarouges et ultraviolets montre des structures qui trahissent la présence de liquides. On y voit des lacs, des rivières, des fleuves et d'autres structures du genre. Le liquide de ces lacs et rivières est supposé être des hydrocarbures liquides. Naturellement, l'érosion par ces liquides a effacé toute trace de cratères d'impacts, totalement absents à la surface de Titan.

Outre les lacs et rivières, on observe des formes géologiques sculptées par les vents atmosphériques, comme des dunes.

La surface de Titan est assez bien structurée de l'équateur vers les pôles. L'équateur est le domaine des dunes, les pôles sont le domaine des lacs, et l'entredeux est surtout composé de plaines. Cette répartition est causée par l'atmosphère. Les précipitations sont maximales vers les pôles, ce qui donne naissance aux lacs polaires. Pour l'équateur, les vents y sont bien plus forts qu'ailleurs alors que les précipitations y sont mineures, ce qui donne naissance à un désert dunaire équatorial. Entre les deux, l'érosion et les précipitations y sont faibles, ce qui en fait un désert plat, sans topographie notable.

Les météorites

Les astéroïdes se sont formés lors de la formation du système solaire et sont des vestiges du disque protoplanétaire, au même titre que les comètes et autres petits corps du même genre. Ils peuvent nous donner des indices sur ce qu'il s'est passé dans le disque. Mais pour exploiter ces indices, encore faut-il avoir des astéroïdes sous la main. De fait, l'étude des astéroïdes par les méthodes astronomiques est souvent indirecte, les astronomes devant se limiter à analyser la lumière réfléchie par les astéroïdes. Mais les astronomes et géologues ont accès à des astéroïdes tombés sur Terre, les météorites.

Les météorites sont en majorité des météorites minuscules, de masse inférieure au gramme, aussi appelées micrométéorites. Celles-ci sont de loin les plus nombreuses dans le milieu intersidéral, mais beaucoup survivent pas à la traversée de l'atmosphère. La plupart se vaporisent totalement avant d'atteindre le sol, ne formant pas de météorite. Il arrive cependant, dans certains cas particuliers, que la micrométéorite atteigne le sol. Dans la plupart des cas, il ne subsiste alors qu'une minuscule sphérule cosmique intégralement fondu. Mais il existe quelques rares cas de micrométéorites qui n'ont fondu que partiellement, voire très peu.

Les micrométéorites les plus fréquentes, mais leur étude est assez compliquée : la fusion de leur croûte efface leur structure interne et altère les minéraux de la météorite. Seuls les corps plus importants, qui survivent à la traversée de l'atmosphère, peuvent être étudiés sans biais. Il faut dire qu'ils donnent des météorites avec une croûte de fusion très mince par rapport à leur taille, l'intérieur n'étant pas altéré par la fusion de la surface. Leur étude est alors facilitée et on peut étudier leur composition minéralogique et isotopique originelle. Mais ceux-ci sont beaucoup plus rares.

Les classifications des météorites

L'analyse des météorites se concentre surtout sur leur composition chimique et isotopique, les astronomes étudiant surtout les minéraux qu'elles contiennent. Il apparaît que la composition chimique des météorites est assez hétérogène, avec de nombreuses classes de météorites distinctes.

La classification minéralogique et chimique

Les analyses minéralogiques et chimiques permettent de classer les météorites en plusieurs catégories, qui portent les doux noms de météorites pierreuses, météorites métalliques et météorites intermédiaires. On parle aussi de météorites silicatées, de sidérites et de lithosidérites. Les noms de ces catégories sont assez transparents : les premières sont purement rocheuses et entièrement composées de silicates alors que les secondes sont composées intégralement de Fer et de métaux. Les météorites intermédiaires ont une composition chimique intermédiaire entre les météorites pierreuses et métalliques. Les météorites pierreuses sont elles-mêmes subdivisées en deux classes : les chondrites et les achondrites. La différence tient dans la présence de petites sphères de silicates nommées chondres dans les chondrites, alors que les achondrites n'ont pas de tels chondres en leur sein.

Les quatre catégories précédentes (chondrites, achondrites, météorites ferreuses et intermédiaires) sont elles-mêmes subdivisées en plusieurs sous-classes distinctes par la présence ou l'absence de certains minéraux. La raison est que ces minéraux se forment dans des conditions de température et de pression bien précises. La présence de ces minéraux traduit les conditions de formation du matériel météoritique et son évolution. On peut ainsi savoir si la météorite s'est formée dans un environnement chaud ou froid, de pression élevée, etc. On peut aussi savoir comment sa matière a évolué, si elle a subi du métamorphisme ou des processus hydrothermaux ou tout autre évolution.

La classification génétique

La classification précédente peut se reformuler en tenant compte de l'origine supposée des météorites, à savoir du type de corps dont elles proviennent. Les analyses montrent que certains astéroïdes ont eu le temps de se différencier, acquérant une structure interne avec un manteau et un noyau. Mais une majorité d’astéroïdes n'a cependant pas pu se différencier et a conservée la composition chimique du disque protoplanétaire. On classe ainsi les météorites en deux types : les météorites différenciées et les météorites non-différenciées.

Les météorites non-différenciées sont toutes des chondrites et leur classification est beaucoup plus complexe. On suppose que les différentes classes de chondrites indiquent le lieu de formation de la météorite dans le disque protoplanétaire. Celles formées près du Soleil seraient ainsi riches en éléments réfractaires, alors que celles formées loin du Soleil seraient riches en eau et en matière carbonée. Mais le grand nombre de catégories et sous-catégories de chondrites rend cette interprétation plus compliquée que prévu.

Les météorites différenciées sont elles-mêmes classées selon qu'elles proviennent du manteau ou du noyau de l’astéroïde, avec quelques catégories pour les météorites provenant des limites entre manteau et noyau. Celles-ci correspondent respectivement aux météorites pierreuses achondrites, sidérites, et lithosidérites. La plupart des achondrites proviennent de Mars, de la Lune et ou de l'astéroïde Vesta. Quelques autres sont cependant d'une origine inconnue, dans le sens où on ne sait pas quel leur astéroïde ou planète d'origine. De même, les sidérites et lithosidérites n'ont pas de corps parent certains.

Météorites	Pierreuses	Ferreuses	Pierreuses-ferreuses
Différenciées	Achondrites	Sidérites	Lithosidérites
Non-différenciées	Chondrites	-	-

Les météorites non-différenciées

Les météorites non-différenciées, aussi appelées chondrites, sont les plus fréquentes : plus de 80% des météorites qui tombent sur Terre en sont. On suppose qu'elles se sont formées avec ce qui restait du disque protoplanétaire une fois les premiers planétésimaux formés. En conséquence, elles sont composées de silicates, avec parfois un peu de calcium ou de magnésium, de Fer et de Nickel.

Les grains chondritiques et leur matrice

Les chondrites contiennent de nombreux grains chondritiques approximativement sphériques, noyés dans une matrice chondritique solide, formée par des minéraux et du matériel amorphe (non-cristallisé). Les grains chondritiques sont assez différents les uns des autres, que ce soit en terme de chimie ou de minéralogie. On suppose que ces différences proviennent de leur origine : certains se sont formés juste après la formation du Soleil, d'autres quand le disque protoplanétaire a refroidi. Dans tous les cas, les différences entre grains permettent de les classer en trois grands types : les grains présolaires, les inclusions alumino-calciques et les chondres. Les chondres sont parfois appelés chondrules et ce sont ces grains qui ont donné leur nom aux chondrites.

Les chondres

Les chondres sont des petites billes de silicates, qui contiennent des minéraux noyés dans un verre amorphe. Les minéraux des chondres sont majoritairement de l'olivine ou du pyroxène, avec parfois la présence de feldspaths et plus rarement de minéraux métalliques ou sulfurés comme l'anorthite. Elles ont une forme approximativement sphérique, parfois en forme de larme ou de goutte, comme si elles avaient été liquides. De plus, elles ont une texture magmatique assez prononcée. De ce fait, on peut déduire que ce sont à de petites larmes de magma, qui ont refroidi au point de se solidifier.

Leur refroidissement a visiblement été assez rapide, ce que traduit la présence de verre amorphe dans les chondres. Le magma n'a pas eu le temps nécessaire pour totalement cristalliser, la portion non-cristallisée ayant donné le verre, alors que la portion cristallisée a donné des minéraux silicatés. La proportion de verre varie grandement selon la chondrite, certaines ayant des chondres totalement vitreux, alors que d'autres ont une texture porphyrique, fortement dominée par des cristaux de petite taille orientés aléatoirement dans le verre. Dans le détail, les chondres sont classés selon la forme des minéraux et la proportion de verre, donnant deux grandes catégories : les chondres porphyriques et les chondres non-porphyriques, eux-mêmes subdivisés en plusieurs sous-types.

Types de chondes, classés par leur texture. Schéma.

Type de chondre	Sous-types de chondres
Chondres porphyriques	A olivine porphyrique. A pyroxènes porphyriques. A olivine et pyroxènes porphyriques.
Chondres non-porphyriques	Vitreux (complètement verreux) Cryptocristallins. A olivine barrée. A pyroxène fibroradié.

Les autres grains chondritiques

Les chondrites contiennent aussi des inclusions réfractaires, des grains riches en minéraux qui fondent à forte température (autrement dit, des minéraux réfractaires). Elles ont le plus souvent une couleur blanche, mais ce n'est pas systématique. Les inclusions réfractaires les plus communes sont des inclusions riches en olivine, qui portent le nom barbare d'agrégats amiboïdes à olivine. Ce nom à coucher dehors traduit leur richesse en olivine, mais aussi leur forme d'amibe (ou du moins, des minéraux d'une forme similaire) et le fait qu'elles sont formées de plusieurs minéraux regroupés ensemble, agrégés. En comparaison, les inclusions réfractaires plus anciennes sont de loin les inclusions aluminocalciques, des grains riches en Calcium et Aluminium, résultat des premières condensations des éléments réfractaires. Elles contiennent de nombreux minéraux riches en Al et Ca : diopside, spinelle, mélilite, de l'anorthite, du clinopyroxène, etc.

Très rarement, les chondrites contiennent des grains de métal purs. Ceux-ci sont composés de minéraux riches en Fer et en Nickel, qui portent les noms de Kamacite et de Taènite. Retenez bien ces deux termes, car nous les réutiliserons pour parler des météorites ferreuses. En effet, les métoérites ferreuses sont exclusivement composées de Kamacite et de Taénite, dans des proportions variables. Pas étonnant que les chondrites en contiennent un petit peu, sachant que les météorites différenciées sont nées de la différentiation de matériel chondritique.

La matrice est parfois polluée par des grains qui ne sont pas formés dans le disque, mais en dehors du système solaire. Ces grains présolaires proviennent d'étoiles alentours et ont été incorporé dans les chondrites lors de leur passage dans le système solaire. On les reconnaît par leur composition chimique et isotopique, fortement différente du reste de la matrice.

L'âge des chondrites

La datation par mesures isotopiques montre que les chondrites ont un âge de 4,5 milliards d'années, le même âge que le système solaire. Chrondrule, inclusions et grains de métal se sont vraisemblablement formés dans le disque d’accrétion, avant la formation des planètes. Les inclusions aluminocalciques se seraient formées en premier. Les datations leur donnent un âge de 4,567 milliards d'années, âge qui est considéré comme l'âge du système solaire. Les chondres se sont formés approximativement 2 millions d'années plus tard. L'âge des chondrites indique qu'elles se sont formées en même temps que le disque protoplanétaire, dans le disque et non dans un astre différencié.

La classification chimique des chondrites

Les chondrites sont classées en plusieurs grands types, en fonction de leur composition chimique et minéralogique :

les chondrites carbonées, riches en carbone ;
les chondrites à enstatite, riches en enstatite (un minéral silicaté) ;
les chondrites ordinaires, intermédiaires entre les deux précédentes ;
les chondrites spéciales, assez idiosyncratiques.

Cette classification aurait une interprétation physique : chaque catégorie de chondrite se serait formée à une certaine distance du Soleil (ou du moins, dans un intervalle précis de distance). Par exemple, les chondrites à enstatite se seraient formées dans la partie interne du disque, là où les planètes telluriques se sont mises en place. Leur composition chimique doit donc être proche de celle des planètes telluriques. Les chondrites carbonées se seraient formées à la lisière du système solaire, loin du soleil, ce que trahit leur composition chimique, similaire à celle des corps transneptuniens. Les autres chondrites se seraient formées au milieu du système solaire, pas trop loin de Jupiter et de la ceinture d’astéroïde. Les différences de composition chimique entre chondrites proviendraient de la répartition entre matériaux réfractaires et volatils dans le disque protoplanétaire. Les éléments légers, soufflés vers l'extérieur du disque, se retrouvent naturellement dans les chondrites formées loin du Soleil, à savoir les chondrites carbonées. Par contre, les éléments réfractaires se retrouvent dans les chondrites formées près du Soleil, à savoir les chondrites à enstatite.

Mais il faut cependant se garder d'interprétations trop simplistes, ne faisant intervenir que la répartition des éléments chimiques dans le disque. Les divers modèles de formation des chondrites établit par les chercheurs donnent aussi une place à des phénomènes physiques divers : turbulence du disque protoplanétaire, intervention du champ magnétique sur les métaux, vitesse orbitale des astéroïdes, etc. Si les résultats ne sont pas forcément aussi clairs que prévu à l'heure où j'écris ces lignes, il est cependant certain que chaque type de chondrite s'est formé dans des conditions bien précises, lui donnant ses particularités.

Type de chondrite	Lieu de formation	Minéraux fréquents	Composition chimique
Chondrite à enstatite	Système solaire interne	Enstatite, Olivine	Riche en silicates et en métaux
Chondrite ordinaire	Ceinture d'astéroïdes		Intermédiaire
Chondrite carbonée	Système solaire externe		Riche en carbone et composés organiques

Cette interprétation explique cependant bien la teneur en métaux des différentes météorites. Cette dernière forme un continuum, qui part des chondrites à enstatite pour finir aux chondrites carbonées. Les chondrites à enstatites sont de loin les plus riches en métal, alors que les chondrites carbonées sont très pauvres en métaux. Les chondrites ordinaires sont une sorte d'intermédiaire entre les deux précédentes. À ce propos, on verra d'ailleurs que les chondrites ordinaires sont elles-mêmes subdivisées en sous-classes selon leur teneur en Fer, de même que les chondrites à enstatites. On distingue ainsi, dans l'ordre de teneur décroissante, les chondrites à enstatite de type H et L, suivie par les chondrites ordinaires H, L et LL. Vu que le Fer est un élément réfractaire, ces différences de métallicité traduisent certainement la température de formation des chondrites, et donc leur lieu de naissance. Les météorites plus chargées en métal se seraient formées plus près du Soleil que les autres.

Il faut aussi noter que la température de formation n'a pas seulement influencé la teneur en métal, mais aussi son degré d'oxydation. Le Fer peut prendre deux formes différentes : une forme métallique et une forme oxydée (divers oxydes de Fer). La forme métallique se forme surtout dans un milieu réducteur, les formes oxydées se formant dans un milieu oxydant. Il faut savoir que l'oxydation du Fer augmente quand la température diminue. On devine que le degré d'oxydation des chondrites doit ainsi augmenter avec leur distance au Soleil lors de leur formation. Pour simplifier, on peut dire que le disque protoplanétaire interne (proche du Soleil) était un milieu réducteur, alors que sa partie externe était un milieu fortement oxydant. Cela explique la teneur en Fer oxydé/métallique des différentes chondrites. Les météorites carbonées sont très riches en oxydes de Fer, intégré dans des minéraux. Les chondrites à enstatite n'ont pas de Fer oxydé, tout le Fer étant contenu sous forme métallique. En clair, elles ne contiennent pas de minéraux ferreux : tout le Fer est regroupé dans des petites billes de métal, des grains métalliques. Les chondrites ordinaires sont entre les deux, avec une portion plus ou moins variable de Fer oxydé et de Fer métallique. Elles contiennent donc aussi bien des grains chondritiques métalliques que des minéraux mélangeant Fer et silicates. Les chondrites ordinaires de type H sont de loin les plus riches en Fer métallique, alors que la teneur en oxydes de Fer augmente avec les chondrites de type L, puis LL.

Mais attention : il ne faut pas prendre cette subdivision en catégories à la lettre. En réalité, l'état d'oxydation du Fer dans les météorites suit un continuum, allant des météorites au Fer totalement oxydé à des météorites au Fer totalement réduit, métallique. Même chose pour leur teneur en métal. Les diverses classes de météorites se répartissent sur ce continuum.

Les chondrites à enstatite

Comme leur nom l'indique, ces chondrites contiennent un minéral nommé enstatite, un pyroxène magnésien. Elles ne contiennent pas ou peu d'olivine. Elles contiennent des traces de kamacite (un alliage de Fer et de Nickel), surtout concentré dans des grains métalliques. Les autres minéraux présents sont surtout de la troilite, ainsi que des minéraux soufrés ou nitrés. Leur composition minéralogique trahit des conditions de formation particulièrement réductrices (peu oxydantes). Cela laisse à penser que ces chondrites se sont formées près du Soleil, ce qui expliquerait aussi qu'elles sont naturellement riches en éléments réfractaires, à savoir des métaux (le Fer, notamment) et en silicates. Ces chondrites sont elles-mêmes classées en deux sous-types, en fonction de leur teneur en métal.

Type	Taille des chondres	Taux en Fer
Chondrite EH	Présence de mini-chondres	Peut atteindre 35 %
Chondrite EL	Chondres de taille moyenne	Inférieur à 12 %

Les chondrites ordinaires

Les chondrites ordinaires sont les plus fréquentes : plus de 80% des météorites qui tombent chaque année sont des chondrites ordinaires. Ce qui explique leur nom, au passage. Le fait qu'elles soient aussi fréquentes laisse penser que celles-ci se situent à un endroit bien précis, qui facilite leur rencontre avec la Terre. Le chercheur John Wasson a proposé que ces météorites proviennent de la ceinture d’astéroïdes, où des interactions gravitationnelles de Jupiter les dévierait de leur orbite en direction de la Terre. Scénario probable compte tenu des connaissances actuelles en mécanique céleste. Elles sont classées en trois sous-types, en fonction de leur teneur en métal.

Classification	Teneur en métal	Densité	Minéraux
Type H	15 à 25 % de métal, surtout du Fer	3,4 à 3,6	Olivine, avec des traces de bronzite.
Type L	7 à 15 %	3,6 à 3,9	Olivine et hypersthène.
Type LL	3 à 7 %

Les chondrites carbonées

Les chondrites carbonées doivent leur nom à leur teneur en carbone, largement supérieure à ce qu'on observe sur les autres chondrites. La quasi-totalité du carbone est localisée dans la matrice, ce qui lui donne une belle couleur sombre, parfois noire. La matrice carbonée prend une place très importante du volume des chondrites carbonées, pouvant aller jusqu'à 30 à 40% ! Les chondres sont un peu moins nombreux que dans les autres chondrites, alors que les inclusions réfractaires sont un peu plus fréquentes.

Les chondrites carbonées se classent en plusieurs types. Les chondrites les plus importantes de cette liste sont de loin les chondrites CI. Divers indices nous disent que ces chondrites se sont formées lors de la condensation de la nébuleuse primordiale. Notamment, celles-ci ont une composition chimique proche de celle du Soleil, et donc de la nébuleuse primordiale. Pour la plupart des éléments chimiques, la correspondance chimique et isotopique est identique à celle du Soleil, y compris pour les éléments traces ! Les éléments qui montrent une différence sont le carbone, l'hélium, l'hydrogène, l'oxygène, et l'azote. La raison est que ces éléments chimiques ne se sont pas condensés et sont restés dans la phase gazeuse de la nébuleuse. Le lithium montre aussi une petite différence, en raison de sa consommation par les réactions nucléaires solaires.

Type	Chondres	Composition chimique	Densité
Chondrite CB
Chondrite CH	Présence de micro-chondres	Riche en métal et en Fer, mais pauvre en éléments réfractaires.	Variable
Chondrite CI	Absence de chondres	3 à 5 % de carbone, 20 % d'eau, présence de silicates hydratés, de magnétite et de sulfure	Densité de 2,5 à 2,9
Chondrite CK	Présence de gros chondres, silicates sombres, métal absent, beaucoup d'oxygène (rare)
Chondrite CM	Présence de mini-chondres, 0,6 à 2,9 % de carbone, 13 % eau, débris d'olivine et de pyroxène, densité de 3,4 à 3,8
Chondrite CO	Chondres de petite taille	0,21 à 1 % de carbone, moins de 1 % d'eau.	3,4 à 3,8
Chondrite CR	Agglomérat de chondres liés par du carbone	Présence d'eau assez rare, mais possible
Chondrite CV	Gros chondres

L'évolution des chondrites et leur classification pétrologique

Si la composition chimique des chondrites est identique à celle du disque protoplanétaire, leur composition minéralogique ne l'est pas. Il faut dire qu'avec les hautes températures, ces chondrites ont été métamorphisées de l'intérieur par divers phénomènes hydrothermaux et métamorphiques. De nombreux minéraux se sont alors formés par recristallisation de la matrice ou du verre des chondres. De nombreux chondres ont par exemple grossi suite à ces phénomènes, quand ils n'ont pas fusionné avec la matrice. De même, le verre des chondres a pu recristalliser, donnant des minéraux qui se démarquent de leurs voisins. Quoi qu’il en soit, les météorites qui ont conservé des grains et une matrice intacte sont exceptionnellement rares.

Les processus d'altération/métamorphisme

Certaines chondrites ont été le lieu d'une circulation interne de vapeur d'eau ou de fluides, qui ont altéré les chondrites. Ainsi explique-t-on la présence de minéraux argileux dans certains chondrites carbonées, alors que les minéraux hydratés n'existaient pas dans le disque. Seules les météorites carbonées sont concernées, vu que ce sont les seules à s'être formées dans un environnement riche en eau.

Sur d'autres météorites, les fortes températures ont littéralement cuit la roche, au point de la métamorphiser. De plus, les chocs avec les autres astéroïdes ont causé un métamorphisme aigu, mais suffisamment important pour entrainer la formation de minéraux de chocs (des impactites). Pour résumer, les chondrites ont vu leurs minéraux évoluer sous l'influence soit de la circulation d'eau, soit du métamorphisme (d’impact ou thermique).

La classification pétrologique des chondrites

Les scientifiques classent les chondrites selon l'état d'altération de la matrice et des grains, dans 7 niveaux d'altération. Cette classification a été élaborée par Wood et Van Schmus, qui ont établi une première version purement descriptive, agrémentée de quelques suppositions sur l'origine des différentes textures. Ceux-ci pensaient que les niveaux de 1 à 7 traduisaient un niveau de plus en plus important de métamorphisme. Mais il est rapidement apparu que leur interprétation était quelque peu erronée. En fait, les chondrites de type 3 sont les chondrites non-altérées par l'eau et le métamorphisme. Les météorite de type 1 et 2 ont été altérées par l'eau et l'hydrothermalisme, alors que les types 4 à 7 ont été métamorphisés.

Type pétrographique	1 et 2	3	4, 5, 6 et 7
Processus d'altération	Altération aqueuse	Aucun	Métamorphisme
Intensité de l’altération	$\leftarrow$	Nulle	$\rightarrow$
Chondrites concernées	Carbonées uniquement	Tout type possible	Ordinaires ou à enstatite

Les météorites différenciées

Certaines météorites proviennent de corps qui ont subi une fusion partielle après leur formation, leur donnant l'occasion de se différencier. Dans les grandes lignes, on distingue les météorites primitives et évoluées. Les météorites primitives sont le résultat d'une différentiation incomplète, à savoir que leur roche a partiellement fondu, mais sans pour autant que les métaux se séparent des silicates. Elles ont donc une composition chimique identique à celle des chondrites, mais la texture et leur aspect en diffère radicalement. Les chondres ont disparu, de même que les autres grains chondritiques : tous se sont mélangés avec la matrice. Formellement, ce sont toutes des achondrites, à savoir des météorites pierreuses riches en silicates. Les météorites évoluées sont le résultat d'une différentiation assez marquée, les silicates s'étant séparés des métaux. Elles proviennent donc d'un corps parent qui a eu le temps de se séparer en un manteau silicaté et un noyau métallique. On peut classer ces météorites différenciées en trois types, selon qu'elles proviennent du manteau, du noyau ou de l'interface noyau-manteau. Les météorites mantelliques sont des achondrites intégralement composées de silicates, appelées des achondrites évoluées. Les morceaux de noyau donnent des sidérites, des météorites purement ferreuses, riches en Fer et en Nickel. Enfin, les météorites formées à la limite entre le manteau et le noyau, les lithosidérites, sont composées de métaux ferreux et de silicates mélangés.

Il faut savoir que ces météorites se sont formées en se détachant du corps originel, à cause d'un impact planétaire ou d'une collision entre astéroïdes. Les scientifiques ont classé les météorites en fonction de leur composition chimique, de leur mécanisme de formation (évoluées ou primitives), mais aussi de leur corps parent. Ils ont placé la composition chimique en premier lieu, avant de subdiviser les catégories obtenues selon leur mécanisme de formation, puis leur corps parent. On distingue ainsi les météorites pierreuses (achondrites), ferreuses et intermédiaires. C’est cette classification que nous allons reprendre ci-dessous.

Les achondrites

Les achondrites se classent en plusieurs types, qui différent par leur composition chimique et isotopique. Les achondrites évoluées se distinguent des achondrites primitives par la présence ou l'absence de métaux dans leur composition chimique. Les achondrites évoluées sont très pauvre en métaux, ceux-ci ayant migré dans le noyau. À l'inverse, le métal n'a pas eu l’occasion de se séparer totalement des silicates, ce qui fait que les achondrites primitives sont assez riches en métaux, presque autant que les chondrites.

Les achondrites primitives

Les achondrites primitives se classent en plusieurs sous-types, mais sans que cela ne permette de distinguer avec certitude leur corps parent. On distingue les ureilites, les brachinites, les winonaïtes, les acapulcoïtes et les lodranites. La grande partie sont riches en minéraux silicatés, le plus commun étant de loin d'olivine, secondée par des pyroxènes, du ferronickel et de la troilite.

Météorites primitives
Type	Composition minéralogique et chimique
Acapulcoïte et lodranite	Riches en olivine et en pyroxène, avec du plagioclase, du ferronickel et de la troilite. La différence entre les deux tient dans la taille des minéraux, leur granulométrie. Les acapulcoïtes ont des minéraux reliques plus gros que pour les lodranites.
Winonaïte	Riches en olivine magnésienne, pyroxènes, avec un peu de ferronickel et de troilite.
Brachinite	Riches en olivine et en pyroxène, avec du plagioclase et de la troilite.
Uréilite	Riches en olivine et pigeonite, avec présence plus rare de clinopyroxène et de diamants. Pauvre en calcium, mais riche en carbone, Fer et Nickel.

Les achondrites évoluées

Leur composition isotopique indique que ces météorites sont assez jeunes, en tout moins que le système solaire. De plus, ces météorites sont formées de roches magmatiques, ce qui montre qu'elles sont des morceaux de corps telluriques suffisamment gros pour avoir eu du volcanisme, ou au moins une forme de différentiation suffisante. Ces deux points montrent que ces météorites viennent d'une planète ou d'un très gros astéroïde. On sait aujourd'hui, par divers arguments isotopiques ou chimiques, que certaines achondrites évoluées proviennent de la Lune, d'autres de Mars et d'autres d'un astéroïde appelée Vesta. n distingue donc les achondrites lunaires, martiennes et vestales. Les météorites martiennes et lunaires sont donc classées dans les achondrites, au même titre que des météorites provenant d’astéroïdes plus petits (l’astéroïde Vesta, par exemple).

Les météorites SNC sont clairement les mieux connues à l'heure actuelle. Ces météorites sont nommées sous le terme de météorites SNC, du nom des trois météorites les plus typiques de cette classe : celle de Shergotty (Inde, 1865), Nkhla (Égypte, 1911) et Chassigny (France, 1815). Depuis, deux autres types de météorites martienne ont été découverts. Un point intéressant est leur composition isotopique en oxygène, bien trop différente de celle de la Terre ou de la Lune. Ce qui montre que celles-ci sont nées sur d'autres corps telluriques, les seuls candidats restants étant les astéroïdes, Mercure, Mars et Venus. Vu l’épaisseur et la densité de l'atmosphère vénusienne, il est peu probable que des morceaux de la croûte aient pu s'en enfuir sans être freinés par l'air. Mercure est aussi improbable : si un morceau de la planète dégage dans l'espace, il a de fortes chances d'être attiré par le Soleil que de s'en éloigner en direction de la Terre. Mars n'a pas ce problème : la gravité du Soleil a toutes les chances d'attirer l'astéroïde vers la Terre. L'ultime confirmation provint des analyses de la surface et de l'atmosphère martienne par la sonde Viking, qui montra la correspondance entre ces mesures et les météorites SNC.

Météorites martiennes
Type/provenance	Sous-types	Composition minéralogique
Météorites SNC	Shergottites	Basaltes riches en augite et pigeonite, qui contiennent beaucoup de cristaux de Feldspaths.
	Nakhlites	Basaltes riches en Augite et en pyroxènes.
	Chassignites	Basaltes extrêmement riches en olivine : plus de 99% de ces météorites sont en olivine.

Si l'on met de côté les météorites lunaires et martiennes (SNC), il ne reste que des météorites astéroïdales, c'est à dire provenant d'astéroïdes. Les plus connues sont de loin les météorites HED, supposées provenir de l’astéroïde Vesta. Ces météorites sont au nombre de trois sous-types : les Howardites, les Eucrites et les Diogénites. Elles doivent leur nom à la présence de certains minéraux : de l'howardite, de l'eucrite ou de la diogénite selon le type. Les eucrites sont de nature basaltique, le terme eucrite désignant d'ailleurs le gabbro, une roche basaltique. Elles semblent avoir refroidit assez rapidement, ce qui témoignerait d'une origine volcanique, ou tout du moins d'un refroidissement plutonique peu profond. Le contraste est assez marqué avec les diogènites, qui semble avoir une nature plutonique plus profonde. Quant aux howardites, ce sont des brèches qui mélangent des morceaux d'eucrites et de diogènites, vraisemblablement formées lors d'impacts. Les autres météorites astéroïdales sont classées en plusieurs sous-types qui portent les noms d'Angrite et Aubrite.

Météorites astéroidales
Type	Provenance	Sous-types	Composition minéralogique	Composition chimique
Météorites HED	Astéroïde Vesta	Eucrites	Basalte riche en eucrite (qui donne le nom à la météorite), pigeonite, pyroxène et plagioclase.
		Diogénites.	Riches en diogénite, pyroxènes, avec de plus faibles part d'olivine et de plagioclase.	Riche en magnésium.
		Howardites	Brèches, riches en un minéral nommé Howardite.
Angrite	Inconnu.	Aucun.	Riches en un minéral nommé Augite (à près de 90%), avec beaucoup de pyroxènes calcique, de troïlite, d'olivine et d'anorthite.
Aubrite	Inconnu.	Aucun.	Riche en enstatite.	Constituée majoritairement de silice et de magnésie, absence de calcium.

Les sidérites

Les sidérites sont essentiellement composées de Fer et de Nickel, ainsi que d'autres minéraux dits sidérophiles (qui se lient chimiquement avec le Fer). L'alliage de Fer et de Nickel forme des minéraux appelés kamacite et taénite. La taénite est riche en Nickel, alors que la kamacite est pauvre en Nickel. Leurs teneurs varient fortement selon les conditions de formation de la météorite. Le diagramme à votre droite montre dans quelles conditions se forment ces deux minéraux. On voit que la kamacite se forme préférentiellement quand la teneur en Nickel est très faible et les températures faibles. À des températures plus élevées et/ou des teneurs en Nickel plus fortes, la taenite fait son apparition et se forme en même temps que la kamacite. Ce n'est qu'à des teneurs assez fortes en Nickel ou des températures très élevées que la taénite se forme exclusivement et que la kamacite disparaît. On peut donc deviner que les teneurs en kamacite et en taénite indiquent dans quelles conditions thermiques et chimiques s'est formée une météorite. Vu que les météorites ferreuses se sont formées à des températures supposées similaires, on devine que les ces teneurs dépendent de la vitesse de refroidissement de la météorite. Plus la météorite refroidit lentement, plus la kamacite prend de l'importance par rapport à la taénite.

La classification structurale des sidérites

La classification des sidérites est plus complexe que pour les autres classes de météorites. Il faut dire que deux classifications sont utilisées : une qui se base sur la composition chimique et une qui se base sur la présence d'isotopes précis. La classification structurale des sidérites se base sur leur composition chimique et éventuellement leur texture. La raison à cela est que la texture formée dépend de la teneur en métaux et de leurs proportions. Les chercheurs classent les sidérites en trois classes, selon leurs teneurs en Nickel : les hexaédrites pauvres en Nickel, les octahédrites intermédiaires et les ataxites très riches en Nickel.

Les octaédrites se distinguent des autres classes par leur aspect, leur texture. Celle-ci est souvent dominé par ce qu'on appelle les figures de Widmanstätten, illustrées ci-dessous. Ces figures se révèlent le plus souvent après polissage ou attaque à l'acide de la météorite. Elles se forment lors du refroidissement de la météorite, quand l'alliage de Fer et de Nickel qui compose la météorite se sépare en taénite et kamacite. La taénite correspond aux bandes mates, alors que la kamacite correspond aux bandes brillantes. L’épaisseur des bandes de Kamacite permet de classer arbitrairement les octaédrites en plusieurs sous-classes, allant des bandes les plus fines aux bandes les plus larges.

La classification chimique moderne des sidérites

De nos jours, la classification structurale des sidérites est remplacée par une classification chimique, basée sur la teneur en éléments traces comme le Gallium, le Germanium et l'Iridium. Cette classification distingue un grand nombre de catégories, 14 au total, avec quelques sous-catégories. Il est supposé que les météorites d'une même catégories proviennent d'un même corps parent. La classification chimique a été revue un grand nombre de fois. La première version ne distinguait que 4 classes, qui ont par la suite été découpées en sous-catégories, et ainsi de suite.

Les litho-sidérites

On peut classer les litho-sidérites en deux grands types : les pallasites et les mésosidérites. Les pallasites, composées de cristaux d'olivine plongés dans une matrice métallique, qui se sont vraisemblablement formées entre le manteau et le noyau. Enfin, les mésosidérites ont une origine plus incertaine.

Les astéroïdes

Les astéroïdes sont des petits corps rocheux, des sortes de gros cailloux flottants dans l’espace. Avant de rentrer dans l'atmosphère et de tomber sur Terre, les astéroïdes orbitent autour du Soleil, ou d'une planète. La plupart des astéroïdes sont trop petits pour atteindre une forme sphérique et leur forme est irrégulière, patatoïde pourrait-on dire.

L'aspect des astéroïdes et la lumière qu'ils réfléchissent

Les astéroïdes sont trop froids pour émettre de la lumière par eux-mêmes et ne font que réfléchir la lumière du Soleil. En soi, rien de bien différent avec les planètes et autres corps du système solaire. Tout ce que l'on peut apprendre sur les astéroïdes provient de la lumière qu'ils réfléchissent. On peut évidemment voir leur surface et faire des observations visuelles simples. C’est suffisant pour compiler des données sur leur localisation, leur orbite, leur taille, leur nombre, etc. Mais il est aussi possible de déterminer la composition chimique des astéroïdes, via une analyse spectrographique la lumière qu’ils réfléchissent. Ces analyses nous disent que tous les astéroïdes n'ont pas la même composition chimique, comme les analyses sur les météorites nous le font naturellement penser.

L'albédo des astéroïdes : une couleur sombre

La plupart des astéroïdes sont assez sombres, d'une couleur presque noire. Cela vient du fait qu'ils absorbent une bonne partie de la lumière du Soleil et n'en réfléchissent qu'une faible partie. On dit aussi que l’albédo des astéroïdes (leur coefficient de réflexion) est assez faible. La plupart des astéroïdes revoient moins de 10% de la lumière solaire incidente, ce qui est très peu. Et cela pose des difficultés pour repérer les astéroïdes au télescope. Ils sont si sombres qu'ils se confondent avec le noir de la nuit, au point de passer inaperçu pour les corps les plus petits. Le faible albédo vient de leur composition chimique. Les astéroïdes sont en effet recouverts d'une croûte de matière solide sombre, riche en matière organique. La matière organique de la surface est ce qui lui donne sa couleur sombre, noire. Une autre explication est que la surface des astéroïdes a subi une forte altération spatiale par le vent solaire, qui a assombri la surface astéroïdale.

Il existe cependant une exception de taille à la règle précédente : l'astéroïde Vesta et quelques petits astéroïdes voisins. Ils ont un albédo compris entre 4.% et 50%, ce qui signifie qu'ils renvoient entre 40 et 50% de la lumière solaire. Mine de rien, cela fait qu'il peut s'observer depuis la Terre, avec des jumelles, quand les conditions adéquates sont réunies (il faut regarder au bon endroit et au bon moment de l'année). La raison de ce faible albédo serait la présence de basalte à sa surface. La surface de Vesta est en effet assez particulière, car recouverte d'une couche de roches volcaniques qu'on suppose être du basalte. Vesta serait le seul astéroïde à s'être différencié à partir d'un manteau de roches fondues, et donc le seul à avoir eu une activité géologique/volcanique. La solidification de Vesta aurait formé une croûte basaltique, de couleur claire, là où les autres astéroïdes n'en ont pas et sont composé de matériel primordial sombre.

Si on omet Vesta, les astéroïdes peuvent se classer en deux types, selon leur albédo. D'un côté, on trouve des astéroïdes avec un albédo très faible, de l'autre des astéroïdes avec un albédo intermédiaire. Les premiers ont un albédo compris entre 4 et 6%, pas plus. Les seconds ont un albédo compris entre 10 et 20%, pas plus. La coupure entre les deux est assez nette, dans le sens où il y a très peu d'astéroïdes avec un albédo compris entre 7 et 10%. La distribution des albédos est donc bimodale, si on omet cette exception à la règle qu'est Vesta. Nous verrons que les deux classes identifiées par l'albédo correspondent à des différences de composition chimique. La différence exacte est la teneur en matériel carboné/organique. les astéroïdes de type sombre ont une surface très riche en matériel carboné, alors que les astéroïdes de type intermédiaire n'en ont presque pas à leur surface. En clair, les premiers sont riches en carbone, alors que les seconds sont juste des gros cailloux.

Type	Albédo	Composition chimique
Astéroïdes de type sombre	Albédo très faible : environ 0.04–0.06.	Riches en carbone
Astéroïdes de type intermédiaire	Albédo moyen : environ 0.1–0.2.	Pauvres en carbone
Astéroïdes de type Vesta	Albédo très élevé : environ 0.4–0.5.	Pauvres en carbone

La classification spectrale des astéroïdes

Les astéroïdes sont classés selon leur albédo, leur couleur et leur spectre. Les classifications spectrales des astéroïdes sont nombreuses et nous n'allons pas en faire une revue exhaustive. Les deux classifications les plus utilisées sont la classification de Tholen et la classification Small Main-Belt Asteroid Spectroscopic Survey (SMASS). Si les deux sont légèrement différentes, elles sont d'accord sur les trois classes principales d'astéroïdes et quelques autres sous-classes bien précises. Nous allons voir ces classes, qui semblent assez consistantes et partagées par la plupart des classifications spectrales.

Les trois classes principales sont le type C supposé riche en carbone, le type S supposé riche en silicates et le type M supposé riche en métaux.

Les astéroïdes de type C ont un spectre neutre, ce qui veut dire qu'ils n'ont pas de couleur prédominante. Ils ont un albédo assez faible, d'à peine 0.04–0.06. Leur spectre ressemble beaucoup à celui des chondrites carbonées, de type CI et CM. Ils représentent environ 40% des astéroïdes détectés. Ils sont assez éloignés du Soleil et on les trouve surtout dans les portions externes du système solaire, au-delà de 2,7 Unités astronomiques du Soleil.
Les astéroïdes de type S sont les seconds plus fréquents, après les astéroïdes de type C. Ils sont fortement réfléchissants, avec un albédo compris entre 0.14 et 0.17. Ils ont un spectre légèrement rouge, qui semble proche de celui des chondrites ordinaires. Ils semblent être composés intégralement de silicates.
Les astéroïdes de type M sont les troisièmes en termes de fréquence. Ils ont un spectre qui laisse présager d'une composition métallique. On n'y retrouve pas les raies d'absorptions propres aux silicates, alors que celles des métaux les plus courants (Fer et Nickel) le sont. Ils ont un fort albédo (d'environ 0.1–0.2) et sont légèrement plus réfléchissant que les astéroïdes de type S.

Aux types C, S et M, on peut ajouter d'autres types assez similaires. La classification complète est donnée dans le tableau ci-dessous.

Les astéroïdes de types D et P sont similaires aux astéroïdes de type C, si ce n'est qu'ils ont une couleur rouge plus prononcée. Ce sont donc des corps sombres, d’albédo très faible (0.02–0.07). Leur couleur rouge proviendrait de l'accumulation de composés carbonés, formés par l'érosion spatiale de roches riches en Carbone.
Les astéroïdes de types W sont similaires aux astéroïdes de type M, sauf qu'ils ont une raie d'absorption en plus dans la bande 3 µm. Cette raie d'absorption est le signe de la présence d'eau, ce qui veut dire que ces astéroïdes contiennent des minéraux hydratés.
Les astéroïdes de type V sont représenté par l'astéroïde Vesta et quelques petits astéroïdes similaires. Ils partagent un même spectre caractéristique, presque identique au corps principal (Vesta). Il semblerait que les petits astéroïdes soient des fragments de Vesta qui auraient été satellisés suite à divers impacts de météorites.

Type spectral	Spectre lumineux et couleur	Albédo	Localisation	Composition chimique présumée	Chondrites associées
Astéroïdes de classe C	Spectre neutre, pas de couleur prédominante.	Albédo très faible : environ 0.04–0.06.	Astéroïdes éloignés du Soleil, localisés dans la ceinture externe (Distance au Soleil > 2,7 UA).	Riche en Carbone	Chondrites carbonées de type CI et CM.
Astéroïdes de classe D	Surface de couleur rouge, censée provenir de l'accumulation de composées carbonés.
Astéroïdes de classe P
Astéroïdes de classe M	Spectre avec des raies d'absorption pour le Fer, le Nickel et quelques autres métaux.	Albédo moyen : environ 0.1–0.2.	Astéroïdes proches du Soleil, localisés dans la ceinture interne (Distance au Soleil < 2,7 UA).	Riches en métaux (astéroïdes métalliques, métalliques-pierreux).	Chondrites à enstatite et métalliques.
Astéroïdes de classe W	Spectre similaire aux astéroïdes de classe M, avec présence d'eau (raie d'absorption à 3µm).				Chondrites à enstatite et métalliques.
Astéroïdes de classe S	Spectre avec les raies d'absorption des principaux silicates.			Riches en silicates (astéroïdes pierreux).	Chondrites ordinaires.
Astéroïdes de classe V		Albédo très élevé : environ 0.4–0.5.		Riches en silicates (astéroïdes pierreux).	Achondrites basaltiques.

Un fait important est que ces classes semblent réparties d'une manière bien précise dans le système solaire. Les astéroïdes de type M et S sont les plus proches du Soleil, alors que les types C sont les plus éloignés. Cela colle assez bien avec ce que l'on a vu dans les chapitres précédents et leur composition chimique présumée. On a vu que lors de la formation du système solaire, les éléments se sont répartis dans le système solaire en fonction de leur point de fusion : les métaux et silicates réfractaires sont restés proches du Soleil, alors que les composés carbonés volatils se sont concentrés en périphérie.

Il est possible de comparer ces types spectraux avec ceux de certaines météorites. Et de telles comparaisons permettent parfois de retrouver quel est le corps dont proviennent les météorites. C'est par de telles comparaisons que l'on a découvert la provenance des météorites HED : ce sont des fragments de l’astéroïde Vesta. Les spectres de l’astéroïde Vesta et des météorites HED sont en effet quasiment identiques, avec une précision remarquable ! Mais une telle correspondance est relativement rare. Par exemple, la comparaison entre astéroïdes de types S et chondrites ordinaires est moins précise, quoique suffisamment pour que l'on soupçonne un lien assez étroit.

Un gros problème pour la classification spectrale est l'érosion par le vent solaire. La surface des astéroïdes, soumise au rayonnement solaire et aux particules du vent solaire, subit diverses modifications chimiques et physiques, du fait de l'érosion spatiale. Classer les astéroïdes demande donc de tenir compte de l'effet de l'érosion spatiale. Pour les astéroïdes de type S, si on calcule le type spectral en retirant l'effet de l’altération spatiale, la correspondance avec les chondrites ordinaires est assez impressionnante ! Des études similaires nous disent que les astéroïdes de type M correspondraient aux météorites ferreuses, alors que les astéroïdes de type C seraient les corps parents des chondrites carbonées. Chose que l'on pouvait déjà deviner compte tenu de la composition chimique supposée de ces astéroïdes.

La taille et la forme des astéroïdes : une histoire de collisions

Les astéroïdes ne sont pas des cailloux qui ne changent jamais : la gravité et les collisions entre astéroïdes ont modifié leur forme et leur surface. Le processus principal qui a modelé les astéroïdes est clairement les collisions entre astéroïdes. Les astéroïdes d'une grande taille possèdent des cratères d'impact sur leur surface, preuve qu'ils sont entrés en collision avec de petits astéroïdes. Les collisions permettent de faire grossir les astéroïdes, tout comme elles peuvent les faire rétrécir. Quand un petit astéroïde s'écrase sur un gros astéroïde, ce dernier acquière la masse de l'impacteur et grossit donc. Mais quand deux astéroïdes de taille égales entrent en collisions, le résultat est tout autre. Une petite collision a peu d'effets : les deux astéroïdes rebondissement l'un sur l'autre, sans plus. Mais les collisions plus puissantes sont capables de casser les astéroïdes entrant en collision, les réduisant en morceaux plus petits.

La forme des astéroïdes : des cailloux anguleux et des agglomérats

La forme des astéroïdes dépend fortement des collisions qu'ils ont suit. Et cela ne se limite pas aux cratères d'impacts qu'il peut y avoir à leur surface. Après sa formation, le système solaire contenait de gros astéroïdes. Ceux-ci se sont fait casser en fragments plus petits par les collisions, fragments qui ont donné les astéroïdes actuels. La plupart des astéroïdes ont une forme anguleuse, qui trahit le fait qu'ils sont formés par fragmentation suite à une collision. Mais d'autres sont formés par agglomération de fragments rocheux, qui se collent les uns aux autres.

Des collisions extrêmement violentes entre astéroïdes sont possibles, si leurs orbites se croisent au bon moment. Si la collision est assez violente, les fragments se séparent pour de bon et s'éloignent les uns des autres. Les astéroïdes formés ainsi ont une forme assez irrégulière, anguleuse, éloignée d'une forme sphérique. On les reconnaît aussi au fait que les astéroïdes nés de la fragmentation d'un corps parent orbitent tous les uns à côté des autres. Cela tient au fait que les fragments tendent à rester autour du centre de masse initial du fait de la gravité. Ils restent donc sur des orbites assez proches.

Mais si les collisions les plus violentes peuvent dissocier des astéroïdes et les faire s'éloigner, d'autres collisions sont moins violentes. Elles peuvent casser des astéroïdes en morceaux, mais les morceaux n'acquièrent pas une vitesse suffisante pour s'éloigner les uns des autres. La gravité fait retomber les fragments, qui se regroupent et s’agglomèrent pour former un tas de cailloux intersidéral. Le résultat est une boule de cailloux posés les uns contre les autres, avec des vides entre les fragments, appelée en anglais un rubble pile. Ils sont formés de plusieurs lobes qui s'accrochent souvent à un petit corps central. Ces astéroïdes conservent leur forme grâce à diverses forces de cohésion qui les empêchent d'éclater en morceaux. La gravité est certes une force de cohésion importante pour les planètes, mais elle se fait plus discrète pour les astéroïdes. Les forces de cohésion sont essentiellement des forces de nature électromagnétiques, les forces de Van der Waals étant prédominantes. De telles rubble pile ne survivent cependant pas longtemps et finissent par se disloquer, du fait d'interactions gravitaires et d'effets de marée avec d'autres astéroïdes.

Notons que les astéroïdes peuvent changer de forme après leur formation, s'ils sont assez gros. Pour cela, divers mécanismes doivent chauffer l'astéroïde, ce qui lui permet de se déformer de manière plastique. Une fois assez ramolli, l'astéroïde tend alors à prendre une forme sphérique, imposée par la gravité. Idéalement, elle doit faire fondre les roches de l’astéroïde, ce qui lui permet de se différencier. C'est ce qui est arrivé à l'astéroïde Vesta, à l'astéroïde Cérès et quelques autres. Si le poids de l’astéroïde est assez important, les forces de gravité surpassent les forces de pression et les roches s'affaissent vers le centre de l’astéroïde, qui s'arrondit alors. Mais ce mécanisme n'a lui que pour les astéroïdes suffisamment gros. Pour les corps les plus petits, il n'y a pas assez de matériel radioactif pour chauffer suffisamment l’astéroïde, sans compter que leur rapport surface/volume est défavorable. Un autre mécanisme d'arrondissement des satellites est la gravité. Seuls les gros astéroïdes ont une forme sphérique, du fait de la gravité, alors que les astéroïdes de petite taille n'ont pas une gravité suffisante pour s'arrondir. Notons que les deux mécanismes demandent une production de chaleur et/ou une pression intense, qui n'est possible que pour les corps les plus gros.

La distribution des tailles : une loi de puissance

Si on regarde la distribution des tailles, on remarque que celle-ci suit une loi de puissance, comme disent les scientifiques. La formulation de cette loi dit que le nombre $N(r)$ d'astéroïdes qui ont un rayon $r$ à $dr$ près est de :

N(r)dr={\frac {N_{0}}{r_{0}}}\left({\frac {r}{r_{0}}}\right)^{-\epsilon }dr

On peut reformuler cette équation en donnant le nombre d’astéroïde de rayon supérieur à r :

N(>r)dr=\int N(r')dr'={\frac {N_{0}}{\epsilon -1}}\left({\frac {r}{r_{0}}}\right)^{1-\epsilon }

Divers résultats théoriques permettent de retrouver cette loi de puissance et de préciser la valeur exacte des exposants. En théorie, et sous certaines hypothèses bien précises, on devrait avoir $\epsilon =3,5$ pour une population de petits corps à l'équilibre. La valeur prédite est assez proche de la valeur mesurée pour les astéroïdes, mais ne colle pas trop avec la valeur mesurée pour les comètes. Pour les astéroïdes, $\epsilon$ vaut approximativement 3,5, alors qu'il vaut 2,9 pour les comètes. Vraisemblablement, les astéroïdes ont réussi à atteindre un équilibre stable, alors que les comètes ne l'ont pas encore atteint. Une autre possibilité est que les hypothèses qui permettent de prédire la valeur de $\epsilon =3,5$ ne sont pas respectée. Divers processus, comme la fragmentation des comètes en dehors de toute collision ou leur érosion par le vent solaire, doivent modifier l'exposant de la loi de puissance.

La localisation des astéroïdes dans le système solaire

Les astéroïdes sont généralement localisés sur des orbites relativement précises, riches en astéroïdes. Les astéroïdes situés sur des orbites similaires (qui ont des paramètres orbitaux similaires, pour être précis) sont regroupés dans ce qu'on appelle une famille.

La plupart des astéroïdes sont localisés entre Mars et Jupiter, dans la fameuse ceinture d'astéroïdes. Cette ceinture serait le vestige d'une planète ratée, qui n'aurait pas pu se constituer pleinement, en raison des interactions gravitationnelles de Jupiter. Cette ceinture n'est cependant une ceinture continue, vu que des trous circulaires coupent cette ceinture en plusieurs bandes indépendantes. Ces trous, les lacunes de Kirkwood sont causées par des interactions gravitationnelles (des résonances) avec la planète Jupiter.

Les astéroïdes proches de l'orbite terrestres sont appelés les Near-Earth Objets. Ils sont surveillés de manière assez étroite par les astronomes, vu qu'ils ont un risque non-négligeable d'entrer en collision avec la Terre. Les astronomes en ont détecté plus de 10 000, et leur nombre augmente régulièrement avec l'accumulation des observations. Selon leur orbite, ils sont classés en plusieurs familles, qui ont reçu le nom d'amor, apollo, aten et apohele. Les astéroïdes de la classe appollo sont de loin les plus nombreux et représentent près de 50% des Near-Earth Objets. Les astéroïdes amor représentent quant à eux près de 40% des Near-Earth Objets. Les astéroïdes de la classe aten représentent quant à eux la quasi-totalité du reste, la classe apohele ne représentant moins d'1% du total. Pour les quatre classes, les astéroïdes proviennent surtout de la ceinture d'astéroïde, d'où ils ont été éjectés par des phénomènes de résonance orbitale. Une autre source, bien plus mineure, sont les comètes mortes qui sont capturées par la gravité solaire et changent d'orbite.

Les vulcanoïdes sont des astéroïdes très proches du Soleil, situés pas loin de l'orbite de Mercure. Ils forment une petite ceinture d'astéroïde, similaire à la ceinture d’astéroïde principale, mais bien moins fournie en astéroïdes.

Certains astéroïdes se situent sur l'orbite même de Jupiter, plus précisément sur les points de Lagrange de l'orbite de Jupiter. Ces astéroïdes sont appelés astéroïdes troyens.

Le groupe des astéroïdes centaures se situent sur des orbites très elliptiques, qui dépassent Jupiter mais ne dépassent pas l'orbite de Neptune.

Localisation de l'orbite des vulcanoïdes (en anglais).

Les objets transneptuniens

Au-delà de la planète Neptune, se trouvent les corps transneptuniens. La planète naine Pluton, ainsi que son satellite Charon, font partie de ces corps transneptuniens. Il en est de même de plusieurs planètes naines situées au-delà de Neptune : Éris, Makémaké, Haumea. On ne sait pas grand-chose sur ces corps transneptuniens, compte tenu de leur éloignement. On sait cependant qu'ils sont assez différents des astéroïdes, notamment au niveau de leur composition chimique. Là où un astéroïde est un corps essentiellement rocheux, les corps transneptuniens sont des corps glacés, avec une faible portion rocheuse. La région des objets transneptuniens est ainsi un monde de glaces, un domaine de corps glacés.

Certains corps transneptuniens possèdent des points communs avec Pluton : éloignement du Soleil similaire, taille similaire, etc. Ce sont des planètes naines qui se situent dans la ceinture de Kuiper, voire dans le domaine des corps épars. Leur définition se résume donc à "planète naine transneptunienne". De telles planètes naines, similaires à Pluton, sont désignés sous le terme de plutoïdes. Ces corps sont généralement de petite taille, la plupart étant plus petits que la Lune, malgré leur statut de planète naine ! Il est intéressant que la grosse majorité des planètes naines sont aussi des plutoïdes. Précisément, sur cinq planètes naines, quatre sont des plutoïdes : Pluton, Haumea, Makémaké et Éris sont des plutoïdes, alors que Cérès est localisée dans la ceinture d'astéroïdes. Les fameuses comètes sont aussi des corps transneptuniens, mais ne font pas partie des planètes naines (elles sont trop petites pour cela).

Les généralités sur les corps transneptuniens

Les corps transneptuniens sont généralement de petite taille, rarement plus imposants qu'un astéroïde. Les plus petits ont une forme assez accidentée, très loin d'être une forme sphérique, à cause des innombrables collisions entre petits corps. Les collisions entre corps sont fréquentes dans la ceinture de Kuiper, certaines pouvant éjecter des corps transneptuniens hors de la ceinture, vers le système solaire interne. De tels corps deviennent généralement des comètes, si leur nouvelle orbite le permet. Les cors plus massifs résistent à ces collisions, n'en ayant que des cratères d'impact comme cicatrices. Ceux-ci ont une forme qui s'approche un eu plus de la sphère, certaines planètes naines étant totalement sphériques.

La composition chimique des corps transneptuniens

Faute de mesures directes, les scientifiques en sont réduits à analyser la lumière réfléchie par ces objets et par les observer au télescope. De ces observations, il ressort que ces objets sont des corps riches en glace d'eau et d'ammoniac, avec une faible composante rocheuse. Leur faible taille ne leur permet pas d'avoir une gravité suffisante pour retenir une atmosphère au sol. Quant à la présence de glaces d'eau ou d'ammoniac, elle s'explique par la faible température de ces corps, très peu chauffés par le Soleil du fait de leur éloignement. Il se trouve que tous ces corps n'ont pas la même couleur, ni la même luminosité. Leur albédo semble aussi très différent. La couleur rouge de certains corps serait causée par l'accumulation de composées carbonés, mais cela reste hypothétique. Le schéma ci-dessous montre leur couleur et leur albédo. Chose importante, la couleur des corps transneptuniens semble évoluer de la manière continue avec l'éloignement au Soleil.

Les orbites des corps transneptuniens

Si on analyse les orbites des objets transneptuniens, on peut distinguer deux groupes d'objets transneptuniens, situés à une distance bien précise du Soleil. Grosso modo, on peut découper la région au-delà de Neptune en deux parties : une bande de petits corps appelée la ceinture de Kuiper, entourée par un disque plus large de corps épars. La ceinture de Kuiper regroupe les objets aux orbites quasi-circulaires, qui sont très peu inclinées par rapport au plan de l'écliptique. À l'opposé, la bande des corps épars regroupe des objets aux orbites fortement excentriques et inclinées. Une autre différence tient dans la densité d'astéroïdes, à savoir le nombre d'astéroïdes dans un volume d'espace donné. Elle est assez moyenne dans la ceinture de Kuiper, alors qu'elle est très basse dans le disque des corps épars. D’ailleurs, le terme "disque des corps épars" trahit cet état de fait : les corps présents dans ce disque y sont épars, très distants, dispersés. Et enfin, il faut rajouter divers corps qui sont en résonance orbitale avec Neptune, les plutinos et les twotinos, dont nous parlerons plus loin.

La séparation entre disque épars et ceinture de Kuiper aurait une explication assez précise, liée à la formation du système solaire. La ceinture de Kuiper serait simplement la portion éloignée du disque protoplanétaire. Ce qui explique qu'elle regroupe des objets aux orbites semblables à celles des planètes, à savoir alignés avec l'écliptique et circulaires. À l'inverse, le disque épars proviendrait de la migration d'astéroïdes suite à des interactions gravitationnelles diverses. Des petits corps auraient été éjectés en périphérie du système solaire, suite à des interactions avec Neptune ou Uranus. Ils sont devenus des corps épars une fois satellisés sur une orbite stable, au-delà de la ceinture de Kuiper. Vu qu'un faible nombre d'objets aurait pu subir un tel phénomène d'éjection et de satellisation, il n'est pas étonnant que les corps épars soient...épars, justement. À l'inverse, la ceinture de Kuiper s'est formée à partir d'un disque protoplanétaire relativement dense, par rapport à son environnement, ce qui explique pourquoi la densité en petits corps y est plus grande. On peut voir la ceinture de Kuiper comme un équivalent transneptunien de la ceinture d’astéroïdes, les différences étant que les astéroïdes sont remplacés par des corps transneptuniens et la distance plus importante.

La dynamique des objets transneptuniens

Les objets transneptuniens orbitent autour du Soleil, mais cela n'est pas forcément sans heurts. Les petits corps peuvent s'approcher, si leurs orbites se croisent. C'est ce qui explique que l'on ait observé des objets transneptuniens avec des satellites. Ils peuvent même entrer en collision, ce qui a des conséquences assez fâcheuses : des cratères d'impact peuvent se former, les petits corps peuvent se briser en morceaux, ou être éjectés de leur orbite. Les petits corps éjectés de leur orbite se retrouvent souvent sur des orbites extrêmement excentriques, qui passent pas trop loin du Soleil. Les collisions sont évidemment plus fréquentes dans la ceinture de Kuiper qu'avec les corps épars, ce qui explique que la majorité des comètes provient de la ceinture de Kuiper, qui est un véritable réservoir de comètes potentielles. Les corps de la ceinture de Kuiper sont en effet particulièrement similaires aux comètes, si ce n'est identiques. Ceux-ci deviennent des comètes quand leur orbite est perturbée et devient très elliptique, leur permettant de se rapprocher du Soleil et des autres planètes telluriques.

Les plutinos et autres petits corps en résonance orbitale avec Neptune

Dans la ceinture de Kuiper, il existe des bandes où la concentration en corps transneptuniens est plus élevée que la moyenne. Ces sur-concentrations sont liées à la présence proche de Neptune, dont les interactions gravitationnelles façonnent la ceinture de Kuiper. Plus précisément, Neptune entraîne des phénoménales de résonances gravitationnelles dans la ceinture de Kuiper. En tenant compte de ces résonances, on peut subdiviser la ceinture de Kuiper trois sous-sections :

Un ensemble de corps en résonance avec Neptune, qui contient :
- les plutinos en résonance 2:3 avec Neptune ;
- les twotinos en résonance 1:2 avec Neptune ;
Les objets classiques de la ceinture de Kuiper qui ne sont pas en résonance avec Neptune et sont appelés cubewanos, ou encore objets classiques de la ceinture de Kuiper.

L'existence des plutinos se voit assez bien quand on analyse le demi-grand axe des orbites transneptuniennes. Si on fait l'inventaire de tous les objets transneptuniens et qu'on analyse leur demi-grand axe, on obtient le schéma ci-dessous. On voit qu'il y a une double distribution. Une première distribution ressemble à une courbe en cloche usuelle, à laquelle on superpose un pic pour une valeur de a = 40 UA. Le pic correspond justement aux plutinos, qui s'accumulent sur les orbites avec un demi-grand axe égal à 40 unités astronomiques.

Demi-grand axe des objets transneptuniens.

Tous les objets de la ceinture de Kuiper ont des orbites avec des inclinaisons comparables. Que ce soit les objets classiques de la ceinture de Kuiper ou les plutinos/twotinos, l'inclinaison des orbites reste dans le même intervalle de 0 à 30°. Par contre, les plutinos et twotinos sont localisés à des endroits bien précis, là où les objets classiques sont plus dispersés.

La planète naine Pluton

Pluton est une planète naine. Son rayon est très petit, d'à peine 1150 kilomètres, à comparer aux 6 371 kilomètres de rayon de la Terre et aux 550 kilomètres de rayon de son satellite Charon. Même les satellites de Jupiter et de Saturne ont un rayon bien plus élevé que celui de Pluton. C'est ce qui fait que Pluton, autrefois considérée comme une planète, a été reclassée en planète naine. Elle a une masse totale estimée à $1,29\times 10^{22}kg$ . En calculant son volume à partir du rayon et en divisant la masse par celui-ci, on peut calculer la densité de Pluton. Les calculs donnent une densité de 2 grammes par centimètre cube, approximativement deux fois la densité de la glace.

Pluton est a été découverte par Clyde tombaugh en 1930, à l'observatoire Lowell en Arizona. Elle a mis longtemps avant de livrer ses secrets. Les premières observations, réalisées au télescope, n'ont pas donné une image très nette de Pluton. Il fallut attendre 2016, avec les résultats de la sonde New Horizon, pour obtenir une image suffisamment claire de sa surface.

L'orbite de Pluton

Pluton est très éloigné du Soleil, d'environ 40 unités astronomiques. L'orbite de Pluton est bien plus inclinée que celle des planètes. L'angle d'inclinaison est de 17,15°, ce qui n'est égalé que par quelques astéroïdes et comètes. Son orbite est aussi très excentrique, avec $e=0.248$ . L'orbite de Pluton est tellement excentrique qu'elle passe à l'intérieur de l'orbite de Neptune pendant son trajet autour du Soleil. Cela dure environ 20 ans sur une révolution complète de 247,7 ans. La dernière fois que cela est arrivé date des années 70 : Pluton était dans l'orbite de Neptune pendant la période 1979-1989. On estime que la prochaine fois est programmée pour la période 2113-2133.

La surface de Pluton

La surface de Pluton est essentiellement composée d'eau, mais n'est toutefois pas exemptes de particularités : on y trouve des cratères, des montagnes, des plaines, etc. Chose intéressante, la surface de Pluton est assez pauvre en cratère, preuve que sa surface doit se régénérer d'une manière ou d'une autre. Sauf que cette fois-ci,le volcanisme a peu de chance d'être actif, pas plus que la tectonique : Pluton est un petit corps froid, sans chaleur interne. Les planétologues ont notamment établi une nomenclature des différentes parties de la planète, illustrée dans le schéma plus bas. Dans l'hémisphère sud, on voit une grande tache claire en forme de cœur, appelée la région Tombaugh (du nom de l'astronome qui a découvert Pluton). Juste à sa gauche, on voit une sorte de grosse tache sombre, la région Cthulhu (oui, les planétologues aussi lisent Lovecraft). D'autres petites taches sombres se situent à droite de la région Tombaugh, mais ont une taille plus petite. L'hémisphère nord semble plus banal, avec une gigantesque plaine faiblement cratérisée.

La région Tombaugh est de loin la plus fascinante. Son teint clair, son absence de cratère, et surtout les failles qui la traverse sont la preuve que cette région est géologiquement active, dans le sens où la surface de cette région se renouvelle rapidement. On y voit des failles qui parcourent la glace, semblables aux sol polygonaux terrestres. On suppose que cette région serait semblable à un glacier de grande taille, qui s'écoulerait sur les zones avoisinantes au point de les recouvrir. Diverses structures au bord de cette région seraient ainsi des coulées de glace d'azote, identiques aux langues glaciaires terrestres.

Outre les cratères et la topographie, il existe des montagnes de glace. La plupart sont localisées dans l'hémisphère sud, dans de grandes chaînes de montagnes. Il est supposé que certaines d'entre elles soient des volcans de glace, similaires aux volcans terrestres à la différence qu'ils émettent de l'eau liquide et non de la lave.

La composition chimique de Pluton

Les observations spectrographiques montrent que sa surface est essentiellement composée de glaces, essentiellement de la glace d'eau, de méthane et d'azote. Fait étrange, la glace d'eau est située dans l'hémisphère sud, dans les zones sombres. Contrairement à la glace de méthane, localisée dans les zones claires.

Localisation de la glace de méthane à la surface de Pluton.

La structure interne de Pluton

L'intérieur de Pluton est encore totalement hypothétique. Sa densité proche de 2, largement supérieure à la densité des glaces (proche de 1) nous dit que Pluton doit avoir un cœur rocheux. Difficile d'en savoir plus à l'heure actuelle.

L'atmosphère de Pluton

Illustration de la réfraction de la lumière solaire par une atmosphère.

La sonde New Horizon intégrait un spectromètre spécial, nommé ALICE, qui a permis d'étudier l'atmosphère qui entoure Pluton. L'instrument collectait la lumière réfléchie/réfractée par l’atmosphère plutonienne, ce qui permet d'analyser son spectre lumineux et d'en déduire quels sont les éléments chimiques présents. Reste qu'observer l'atmosphère d'une planète (naine ou non) n'est pas une chose facile. Il faut réussir à isoler le signal provenant de l'atmosphère, afin d'éviter toute perturbation provenant de la lumière du sol. Pour cela, le spectromètre contenait un petit dispositif qui occultait l'image de la planète, tout en conservant la lumière atmosphérique. Ce dispositif simule en quelque sorte une éclipse, cachant la planète et ne laissant passer que la lumière réfléchie/réfractée. Les images obtenues avec cette méthode sont montrées ci-dessous. Gardez à l'esprit que ce sont des images en fausses couleurs. En réalité, l'atmosphère de Pluton renvoie beaucoup d'infrarouges et d'ultraviolets que l'œil humain ne peut pas voir, mais auxquels on attribue de fausses couleurs dans les images ci-dessous.

Atmosphère de Pluton vue dans l'infrarouge.

Pluton possède une légère atmosphère, essentiellement composée de méthane, d'azote et de monoxyde de carbone. Celle-ci n'est cependant pas permanente, dans le sens où elle se rétrécit fortement quand Pluton est éloigné du Soleil. Quand Pluton est assez proche du Soleil, une partie de sa surface se sublime, donnant naissance à l'atmosphère. Quand elle s'éloigne, ces gaz se condensent en glace, qui se dépose à la surface sous la forme d'une mince couche de neige et de glace. La pression de l'atmosphère est donc maximale au périapse et minimale à l'apoapse. Les mesures réalisées par New Horizon laissent cependant un doute sur les anciennes estimations réalisées par les observations précédentes.

Pression atmosphérique sur Pluton, mesurée depuis la Terre et mesurée par New Horizon.

Les comètes

Les comètes sont des petits corps transneptuniens, qui ont des orbites très elliptiques. Du fait de leur orbite, elles se rapprochent du Soleil et s'en éloignent régulièrement. Quand elles ne s'approchent pas du Soleil, elles orbitent dans la ceinture de Kuiper ou dans le nuage de Oort, à la lisière du système solaire externe.

La localisation et les orbites des comètes

Les scientifiques font la différence entre comètes à courtes périodes, qui font une révolution en moins d'un siècle, et les comètes à plus longue période. Les deux types de comètes proviennent de réservoirs différents. Les comètes à courte période proviennent de la ceinture de Kuiper ou du disque épars. Elles le quittent suite à des interactions gravitationnelles avec la planète Neptune, qui déforment leur orbite et la rende plus elliptique. En conséquence, leur nouvelle orbite les pousse à se rapprocher du Soleil. Par contre, les comètes à longue période sont supposées provenir du nuage de Oort. Dans tous les cas, les comètes ont des orbites bien elliptiques.

L'anatomie d'une comète

Une comète est composée de plusieurs portions bien distinctes :

un noyau rocheux et glacé, qui est un astéroïde transneptunien ;
une coma, un halo de gaz et de poussières qui entoure le noyau ;
un nuage d'hydrogène qui entoure la coma et qui est invisible à l’œil nu ;
une queue d'ions, de couleur bleue, orientée à l'opposé du Soleil ;
une queue de poussières assez courbée, de couleur claire.

Si la comète est assez éloignée, seul le noyau existe, sans coma et queue, au point qu'elle ressemble à un astéroïde des plus banals.

L'anatomie de la comète s'explique par le fait qu'elles sont chauffées par le vent solaire. Lorsque les comètes s'approchent du Soleil, le vent solaire chauffe leur surface suffisamment fort pour en augmenter fortement la température. Ce faisant, la surface de la comète s'évapore (se sublime), donnant une sorte de halo de gaz et de poussières autour d'elle. Le halo en question est composé d'une portion visible, la coma, entourée par un nuage d'hydrogène. La coma naît de la sublimation de la comète, alors que le nuage d’hydrogène naît de la dissociation des molécules de la coma par les ultraviolets.

La coma est soufflée par le vent solaire, ce qui donne naissance à plusieurs queues : une queue d'ions et une queue de poussières. La queue d'ions est composée de gaz ionisés, alors que l'autre est composée uniquement de particules solides rocheuses. L'existence de deux queues s'explique par la différence de masse entre poussières et gaz/ions : les gaz plus légers s’éloignent plus vite de a comète que les poussières. D'ailleurs, leur différence de masse leur donne une trajectoire différente : la queue de gaz et d'ions est totalement opposée au Soleil, tandis que la queue de poussière est plus courbée.

Trajectoire des deux queues d'une comète.

Sur l'orbite de la comète, on trouve une traînée de poussières composée de poussières lourdes et grosses. Ces poussières sont des poussières de grande taille et très lourdes, qui ne sont que peu soufflées par le vent solaire. Du fait de leur masse, elles ont une vitesse légèrement supérieure à leur vitesse libération, qui est assez importante. En conséquence, elles arrivent à quitter le champ de gravité de la comète, mais ne s'éloignent pas trop de leur trajectoire initiale. Elles restent à proximité de l'orbite de la comète et s'en éloignent très lentement, voire pas du tout. Les poussières plus légères et/ou plus petites sont quant à elles soufflées par le vent solaire et finissent dans la queue de poussière.

La composition chimique des comètes

La composition moléculaire moyenne d'une comète est indiquée dans le tableau ci-dessous. Les chiffres donnés proviennent de l'étude de Boice et Huebner, datée de 1999. Si des études plus récentes sont disponibles, les résultats restent encore valables, dans les grandes lignes. On voit que les comètes sont majoritairement composées d'eau sous forme de glace, puis de composés carbonés : monoxyde de carbone, dioxyde de carbone et dérivées du méthane. Les comètes se sont vraisemblablement formées au-delà de la limite des glaces, leur teneur en éléments organiques et en glace faisant foi.

Molécule	Concentration
Eau (H2O)	85%
Monoxyde de carbone (CO)	4%
Dioxyde de carbone ( $CO_{2}$ )	3%
Méthanal ( $H_{2}CO$ )	2%
Méthanol ( $CH_{3}OH$ )	2%
Diazote	1%
Autres	3%

La composition atomique est quant à elle donnée dans le tableau suivant. On voit que l'hydrogène et l'oxygène sont de loin majoritaires, marginalement suivis par le carbone et l'azote. D'après les calculs, les rapports N/C (azote sur carbone) et N/O (azote sur oxygène) s'éloignent de la valeur mesurée pour le Soleil. La valeur pour les comètes est de 2 à 3 fois inférieure à celle du Soleil. Les autres gaz sont aussi déficients par rapport au Soleil. L'azote y est 3 fois moins concentré dans les comètes, l’hydrogène l'est près de 700 fois, et les autres gaz le sont encore plus. Pour simplifier, les comètes ont une composition qui ressemble à celle du Soleil, mais à laquelle on aurait retiré les éléments volatils et où les éléments légers seraient moins nombreux. Les comètes seraient des corps primitifs, qui ont peu évolué depuis la formation du système solaire, tout comme les petits astéroïdes. La composition chimique d'une comète doit donc refléter fidèlement la composition chimique qu'avait le système solaire éloigné peu après sa formation.

Précisons cependant que cela ne vaut que pour l'intérieur de la comète, sa surface ayant évolué suite à l'action du rayonnement solaire. L'échauffement lié à la lumière solaire, ainsi que l'action du vent solaire, ont fatalement transformé la composition de la surface. Les composés les plus volatils se sont évaporés et l'altération spatiale a fait son œuvre sur les matériaux restant. La conséquence est que les comètes sont recouvertes par une couche d'irradiation de quelques mètres, radicalement différente de l'intérieur. La surface des comètes est très sombre, du moins quand elles sont éloignées du Soleil, alors que leur intérieur est plus clair.

La composition chimique n'est pas la même dans la queue de gaz et dans la queue de poussière. La queue de gaz est composée de gaz ionisés par le vent solaire. Sa couleur bleue est liée à la présence de molécules ionisées de CO, de dioxyde de carbone et de diazote, qui lui donnent une belle couleur bleue. Plus rarement, la présence d'eau ionisée lui donne une couleur rougeâtre. La queue de poussière est composée en minorité de particule de silicates, mais aussi de particules riches en Carbone, Hydrogène, Oxygène et Nitrogène (Azote) appelées particules CHON.

Molécule	Concentration
Molécule	Glace	Poussière
Hydrogène	59.29%	48.1%
Oxygène	33.47%	21.14%
Carbone	5.7%	19.34%
Azote	1.54%	1.00
Silicium		4.39%
Autres		6.03%

La luminosité d'une comète

Les comètes n'émettent pas beaucoup de lumières par elles-mêmes, mais elles réfléchissent la lumière du Soleil. Un noyau cométaire a un albédo extrêmement faible, d'à peine 4% en moyenne, avec des valeurs allant de 2% à 7-8%. Ce faible albédo s'explique par le fait que leur surface est recouverte par une couche de matériaux sombres, essentiellement carbonés/organiques, née de l'altération spatiale. En conséquence, une très faible quantité de la lumière solaire est effectivement reflétée vers l'espace. Le reste de la lumière solaire est absorbée et chauffe la comète, ce qui amène celle-ci à se sublimer quand elle approche du Soleil.

Outre l'albédo, la luminosité de la comète dépend de la quantité de lumière solaire qui lui arrive dessus, ainsi que de sa distance. Par distance, on veut dire que la luminosité d'une comète vue de la Terre dépend donc de la distance Soleil-comète, ainsi que de la distance comète-Terre. Voyons pourquoi. En premier lieu, la quantité de lumière incidente dépend de la luminosité solaire de base, la constante solaire vue il y a quelques chapitres, ainsi que de la distance Soleil-comète. Rappelons que la lumière du Soleil est rayonnée dans l'espace dans toutes les directions, ce qui fait qu'elle se répartit sur une sphère de plus en plus grande, au fur et à mesure de son éloignement du Soleil. La luminosité diminue donc avec le carré de la distance, comme nous l'avons vu dans le chapitre sur la température de surface des planètes. En second lieu, une fois la lumière solaire réfléchie, elle doit encore traverser la distance comète-Terre. En traversant cette distance, la lumière réfléchie voit sa luminosité diminuer avec le carré de la distance. Pour résumer, la luminosité d'une comète peut se formuler mathématiquement comme ceci :

L_{\text{comet}}\propto {\frac {1}{(D_{\text{Soleil-Comète}})^{2}}}{\frac {1}{(D_{\text{Comète-Terre}})^{2}}}

Mais les mesures montrent que cette relation ne colle pas vraiment avec les mesures expérimentales. En réalité, l'exposant pour la distance Soleil-Comète n'est pas 2, mais est légèrement plus élevé. En le notant $\epsilon$ , on a :

L_{\text{comet}}\propto {\frac {1}{(D_{\text{Soleil-Comète}})^{\epsilon }}}{\frac {1}{(D_{\text{Comète-Terre}})^{2}}}

La raison à cela est que la comète relâche d'autant plus de gaz dans son environnement qu'elle est fortement éclairée. En conséquence, l'émission de gaz réfléchissant est d'autant plus forte qu'elle est proche du Soleil. Ce phénomène suffit à augmenter l'exposant au-delà de 2, vers des valeurs allant de 2,5 à 3. Précisons cependant que la loi de puissance précédent ne vaut que pour les comètes suffisamment proches, et encore : pas toutes. Pour certaines comètes, on ne commence à observer de coma que si elles sont assez proches du Soleil, l'apparition étant très brutale. Ce n'est qu'une fois la coma apparue que la luminosité tend à suivre une loi de puissance, mais pas avant. L’apparition de la coma se fait à partir d'environ 3 Unités astronomiques, à une distance où l'eau peut se sublimer dans des conditions de température et de pression spatiales.

L'évolution des comètes avec le temps

Au fur et à mesure de leurs passages près du soleil, les comètes voient leur glace s'évaporer progressivement. Au bout d'un certain temps, toute la glace s'est vaporisée et la comète est alors appelée une comète éteinte. Elle est alors réduite à l'état de gros caillou rocheux, à savoir un astéroïde. Pour l'anecdote, certains astéroïdes de la ceinture principale seraient des comètes éteintes. Autant dire que la distinction entre comètes et astéroïdes est moins tranchée qu'il n'y parait.

Les comètes récentes, qui ont fait peu de passages près du Soleil, sont riches en éléments volatils. Lors de leurs premiers passages, elles dégagent de grandes quantités de gaz et d'ions, donnant des queues d'ions volumineuses et très lumineuses. À l'inverse, les comètes anciennes ont depuis longtemps évaporé la majorité de leur glace. Leur surface est surtout composée de poussières rocheuses, la glace ayant disparu. La comète est alors recouverte d'une croûte de poussières de plusieurs mètres de profondeur. L'intérieur de la comète a cependant été préservée, seule la surface se sublimant à chaque passage. L'intérieur de la comète est donc assez claire et riche en glace, alors que la croûte de surface est au contraire rocheuse et sombre. Si la croûte devient assez épaisse, la comète n'évolue plus et devient alors une comète éteinte.

Il arrive cependant que la croûte casse, exposant les glaces internes au Soleil. Cela se produit pour les comètes pas encore éteintes, quand l'épaisseur de la croûte de poussière est assez faible. Si la température de la comète augmente suffisamment, l'intérieur de la comète chauffe au point de se sublimer. Des poches de gaz se forment à l'intérieur de la comète. La pression dans ces poches de petite taille est évidemment assez forte, ce qui fait que la pression interne augmente localement. Si la pression est assez forte, les proches explosent et cassent la croûte de surface. Mais ce genre de phénomène est assez rare et beaucoup de comètes finissent éteintes.

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