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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.

Ceinture de Kuiper et nuage de Oort.

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.

Définition d'une planète

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

Corps du système solaire.

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

Au-delà de la planète Neptune, on rentre dans le domaine des corps transneptuniens, qui regroupent des satellites, des petits corps et des planètes naines. Ce sont, pour simplifier, de grosses boules de glace d'eau mélangées à des fragments rocheux, du méthane gelé et de l'ammoniac solide. L'expression consacrée dit que ce sont "des boules de neige sales". Les corps 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.

Planète tellurique.

Planète gazeuse.

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

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

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

Résumé des planètes du système solaire.

La formation du système solaire

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

La nébuleuse primordiale

Photographie d'une nébuleuse.

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

Les types de nébuleuses

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

Nébuleuse en émission. Remarquez sa couleur rose, typique de ce genre de nébuleuse.

Nébuleuse en réflexion. Remarquez sa couleur bleue, typique de ce genre de nébuleuse.

Nébuleuse obscure. Cette nébuleuse en tête de cheval absorbe la lumière de l'arrière-plan.

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

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

Nébuleuse planétaire (résidu d'une géante rouge, une étoile qui a gonflé avant de se désagréger). Il s'agit ici de la nébuleuse NGC 6326, photographiée par le télescope Hubble.

Résidu de supernovæ (étoile qui a explosé). La nébuleuse ici photographiée est la fameuse nébuleuse du crabe.

Nébuleuse de type diffuse, ici la nébuleuse NGC.

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

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

Les nuages moléculaires

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.

Différence entre absorption et adsorption.

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.

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

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.

Densité globale du système solaire en fonction de la distance.

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

Earth Differentiation

Évidemment, les embryons de planètes vont s'attirer les uns les autres et les collisions entre embryons de planètes seront fréquentes. Ces collisions permettent aux embryons de fusionner entre eux, pour former de vraies planètes. Les collisions vont cependant avoir une spécificité comparé aux collisions entre grains et planétésimaux : elles vont libérer beaucoup d'énergie calorifique. 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.

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

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

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.

Transparence-opacité et absorption.

Radiation absorbée/transmise par l'atmosphère (spectres d'absorptions IR et visible).

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.

Spectre d'absorption de l'atmosphère. On voit qu'elle absorbe beaucoup plus les infrarouges que la lumière visible.

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.

Atmosphère planétaire sans effet de serre

Effet de Serre

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.

Effet de serre - explication simplifiée

Les atmosphères planétaires

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

Paramètres qui guident le destin de l’atmosphère

La pression atmosphérique

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

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

L'influence de la pesanteur sur la pression atmosphérique

Différence de pression entre deux points.

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.

Modèle d'atmosphère isotrope et barotrope.

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).

Atmosphère terrestre.

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.

Atmosphère de Jupiter.

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
Planètes telluriques		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.

Couches de l'ionosphère de jour et de nuit.

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.

Réactions chimiques dans les atmosphères réductrices.

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.

Couche d'Ozone sur Terre.

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.

Vitesse de libération en fonction de la température pour plusieurs objets du système solaire.

Pour résumer, les particules massives ont besoin d'une température plus forte que les autres pour atteindre la vitesse de libération. 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).

Atmosphère évolution

L'eau dans le système solaire

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

Les propriétés de l'eau

Molécule d'eau.

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

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

Diagramme de phase de l'eau.

L'eau liquide libre et liée

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.

Glace hexagonale

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.

Diagramme de phase de la glace.

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.

Isotopes de l’Hydrogène : Protium, Deutérium et Tritium.

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

L'intérieur des planètes et satellites

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

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

Earth Differentiation

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.

Structure interne des planètes telluriques du système solaire.

Planète océan : une couche d'eau ou de glaces surmonte un cœur silicaté.

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

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

Planète sans noyau : manteau de silice (silicium + oxygène), pas de noyau.

Planète métallique : Pas de manteau, noyau métallique en Fer, Nickel et Soufre.

Planète de carbone : manteau de carbure de silicium (silicium + carbone), noyau métallique.

La composition chimique et minéralogique des couches

Structure interne des planètes telluriques.

Le noyau ferreux central est composé essentiellement de Fer, couplé à des éléments lourds encore mal connus. On suppose que le Nickel et le Soufre seraient les composants secondaires les plus importants. Des quantités non-négligeables de Silicium ou d'Oxygène seraient présentes dans le noyau, sous la forme de minéraux ferreux. Ce noyau est totalement fondu lors de sa formation, mais son refroidissement fait qu'il se solidifie progressivement. Sur Terre, cette solidification n'est pas terminée, ce qui fait que le noyau est composé d'une graine solide centrale et d'un noyau externe liquide. Le noyau des autres planètes est mal connu, certains indices laissant penser à des noyaux partiellement liquide, alors que les calculs théoriques donnent des noyaux totalement solides. Le mystère est encore loin d'être clos.

Le manteau lui, est totalement solide quel que soit la planète. Il est composé de silicates riches en Fer et en Magnésium. Il est composé d'une roche appelée la péridotite, ses minéraux principaux sont l'olivine, l'enstatite, la pérovskite et la magnésowüstite, secondés par quelques minéraux silicatés similaires. Il est plus dense que la croute, composée soit de basalte soit de granites. Les croutes des planètes telluriques sont surtout composées de roches appelées basaltes ou d'anorthites. Elles sont semblables à la croute océanique terrestre. La Terre possède aussi une croute continentale fortement granitique, sans équivalent dans le système solaire, la Terre étant la seule à avoir une tectonique des plaques.

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

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

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

Les processus de transfert thermique

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.

Heat flow of the inner earth

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.

Intérieur des planètes gazeuses du système solaire

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.

Jupiter - Coupe intérieure

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.

Processus planétaires de surface

La cratérisation

Les cratères peuvent se recouvrir, quand un cratère se forme sur un autre.

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.

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

Les conséquences de l'érosion spatiale sont différentes sur les corps telluriques et sur ceux recouverts d'une couche de glace. Pour simplifier, le vent solaire sera le processus dominant sur les satellites de glace, alors que les impacts de météorites seront prédominants sur les corps telluriques.

Sur les satellites glacés, l'érosion spatiale modifie la structure cristalline de la glace exposée. La glace cristalline devient amorphe (sans structure cristalline) à cause du vent solaire. Les impacts ont peu d'effets, vu que la surface des satellites de glace est rapidement renouvelée.

Tel n'est pas le cas sur les corps telluriques : le vent solaire a peu d'effets sur les roches solides de la croute, contrairement aux impacts de météorites. Les roches de la 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

Tectonic evolution of Earth

La tectonique des plaques de l'époque ancienne était différente de l'actuelle : la Terre était plus chaude, le manteau plus fluide, et cela avait des conséquences. Les plaques devaient être beaucoup plus petites et nombreuses. Leurs mouvements étaient nettement plus rapides, ce qui fait qu'elles se recyclaient très vite.

Les premiers continents semblent dater de 4 milliards d'années, si l'on en croit l'analyse de zircons datés de cette période. La majorité de la croûte continentale se serait formée entre 4 et 3 milliards d'années, même si seul 5 à 10% de la croûte actuelle a été préservée. Certains pensent que les premiers continents se seraient formés par accumulation de magma à la suite d'un volcanisme localisé. Ils expliquent ces épanchements de lave par un volcanisme de point chaud. D'autres l'expliquent par la subduction de plaques océaniques : les plaques de l'époque auraient alors fondu lors de la subduction, donnant naissance à de grandes quantités de lave. D'autres pensent enfin que les premiers continents seraient nés de l'accumulation et de la compression d'arcs océaniques, des chaînes de volcans qui naissent lors de la subduction de deux plaques. En se déplaçant sous l'effet de la tectonique, ces arcs volcaniques se seraient rencontrés et auraient fusionné pour donner une ébauche de croûte continentale. Il existe des traces de ces sutures d'arcs océaniques dans certains cratons, sous la forme de ceintures de roches vertes.

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

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

Illustration de la différence entre météoroïde, météore et météorite.

Il arrive qu'un astéroïde soit attiré par la gravité d'une planète et chute à sa surface. On a déjà observé de telles chutes sur Terre, bien qu'elles soient extrêmement rares. L’astéroïde tombé sur Terre (ou sur une planète) devient une météorite. C'est ainsi : astéroïdes et météorites sont deux choses différentes, le premier voguant dans l'espace, le second étant tombé sur Terre. Cette distinction terminologique n'est pas la seule : il faut ainsi 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.

Force de traînée et de portance, pour une aile d'avion. Les mêmes forces sont observées pour un météore en chute dans l'atmosphère.

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.

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

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

Origine des pluies d'étoiles filantes.

Pour les météores les plus petits, leur lumière forme une étoile filante dans le ciel. Il n'est pas rare d'observer du sol de véritables pluies de météores, à savoir une forte concentration d'étoiles filantes dans le ciel : on peut observer plus d'une à deux étoiles filantes par minutes dans le meilleur des cas. Cela arrive quand l'orbite de la Terre croise un amas de petites météorites, une sorte de nuage de grosses poussières et de micro-astéroïdes appelé essaim. Dans tous les cas, ces micrométéorites sont des débris qu'une comète a 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.

Point radiant

Lors de ces pluies, toutes les étoiles filantes semblent provenir d'un point unique dans le ciel, qui porte le nom de radiant. Sa position dépend de la trajectoire de la Terre et de la position de l'amas d'astéroïdes traversé. Le radiant de ces pluies cycliques est localisé dans une constellation bien précise, qui donne le nom à pluie d'étoile filante. Par exemple, il y a une pluie de météorite chaque année aux alentours de fin juillet, début 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

Ellipse de chute de la météorite de Pultusk.

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.

Complex Impact Crater Formation.

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.

Les magnétosphères planétaires

Champ magnétique terrestre

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

Les champs magnétiques planétaires

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

Déclinaison magnétique terrestre.

Il faut signaler que l'axe du champ magnétique n'est pas toujours aligné avec l'axe de rotation. Dit autrement, le pôle sud magnétique est un petit peu décalé par rapport au pôle nord géographique. Il n'est même pas dit que le centre de "l'aimant planétaire" soit situé au centre de la planète ! Tel est le cas sur Terre : le pôle sud magnétique est situé approximativement à 500 kilomètres du pôle nord géographique. De plus, le centre de l'aimant planétaire est situé à plusieurs centaines de kilomètres du centre de la Terre. L'axe du champ magnétique terrestre fait un angle de 11,5° avec l'axe de rotation, cet angle étant appelé la déclinaison magnétique. Uranus est aussi dans ce cas, mais sa situation est encore plus extrême. L'axe magnétique fait un angle plus important avec l'axe de rotation que sur Terre, sans compter le décalage entre les centres. L'angle entre axes magnétique et géographique est cette fois-ci de 57°. Quant au centre magnétique, celui-ci est à 1/3 de rayon planétaire du centre géographique.

Champ magnétique d'Uranus.

Déplacement du pôle sud magnétique terrestre.

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

Théorie de la dynamo planétaire.

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.

Spirale du modèle de Parker, cas idéal où le vent solaire est uniforme sur toute la surface solaire.

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.

Magnétosphère planétaire.

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.

Ceinture de Van Allen

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.

Aurore polaire sur Terre.

Aurores polaires sur Saturne.

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			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.

Aurores aux pôles de Jupiter.

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). .

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

Directions de la gravité et de la force centrifuge.

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

Géoïde terrestre, avec les irrégularités accentuées.

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

L'influence de la gravité sur la topographie

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.

Équilibre entre poussée d’Archimède et poids de la croûte.

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

Équilibre isostatique

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

Retrait de matière retour à l'équilibre isostatique

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

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

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