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Planétologie

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Le système solaire

Illustration du système solaire.

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

Ceinture de Kuiper et nuage de Oort.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Définition d'une planète
Type d'astre Nombre dans le système solaire
Petit corps Plus de 175
Planète naine 5 : Cérès, Pluton, Charon, Éris, Makémaké et 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[modifier | modifier le wikicode]

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

Les corps transneptuniens[modifier | modifier le wikicode]

Corps du système solaire.

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

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

Si on omet les objets transneptuniens, les corps du système solaires peuvent elles-mêmes se classer en un nombre limité de types. On distingue notamment les 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[modifier | modifier le wikicode]

Photographie d'une nébuleuse.

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

Les types de nébuleuses[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Les nuages moléculaires[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

La masse de Jeans[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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


Démonstration

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

et

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

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

Quelques simplifications algébriques donnent :

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

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

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

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

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

Les protoétoiles[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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. A 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 nucléiares s'enclehcnet avant même que le vent solaire dissipe le cocon gazeux qui entoure l'étoile. Elles ne passent donc pas par le stade d'étoiles de la pré-séquence principale.

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

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

Le disque protoplanétaire[modifier | modifier le wikicode]

Vision d'artiste d'un disque protoplanétaire

Le nuage de gaz qui donnera naissance au Soleil tournait sur lui-même avant de s'effondrer. Et cela a une conséquence assez imprévue : sa vitesse de rotation va augmenter lors de l'effondrement (à cause de ce que l'on appelle la conservation du moment cinétique). L'augmentation de la vitesse de rotation va alors aplatir le nuage, qui prend alors la forme d'un disque de poussières et de gaz. 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. A 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[modifier | modifier le wikicode]

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 :

, avec D la distance au Soleil et 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[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Le collage des grains sera accentué par divers processus physiques. On peut en rendre compte par un simple effondrement de Jeans : des zones de surdensité du disque vont s'effondrer sur elles-mêmes en dépassant leur rayon/masse de Jeans. Le disque se condense, se subdivise alors en grumeaux de petite taille qui s'effondrent sur eux-mêmes. Cet effondrement rapproche les grains qui composent les grumeaux et favorise leur collage. Ce mécanisme est cependant peu probable et très instable. Il est probable que la turbulence interne au disque 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[modifier | modifier le wikicode]

Earth Differentiation

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

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

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

Résumé global[modifier | modifier le wikicode]

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

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



La température de surface des planètes

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Le terme : est une constante, ce qui donne :

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

Voici sa valeur pour chaque planète du système solaire :

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

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

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

Pour la terre, cette puissance vaut : .

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

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

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

Or, on sait que , et on utilise la formule de Stephan pour exprimer en fonction de la température :

On divise par  :

On prend la racine quatrième :

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

On combine ensuite cette formule avec la relation établie précédemment :

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

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

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

Comme on le voit, les calculs donnent de très bons résultats. Cependant, Vénus et la Terre font quelque peu exception. Vénus a une température 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[modifier | modifier le wikicode]

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. A 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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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 et l'autre à une altitude . La différence de pression entre deux points A et B est liée au poids de l'air sur la hauteur A-B.

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

On divise l'équation précédente par h :

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

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

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

, avec la masse d'une mole de gaz (la masse molaire du gaz).


Démonstration

Partons de l'équation des gaz parfaits , écrite comme suit :

Pour rappel, n est le nombre de moles du gaz. En multipliant celui-ci par la masse molaire du gaz), on trouve la masse totale du gaz. On note la masse molaire , alors que la masse totale du gaz est notée . La multiplication par donne :

Divisons par le volume V, pour obtenir la densité p dans le terme de gauche :

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

Le terme est indépendant de la pression, ce qui fait que l'on peut le considérer comme une constante dans le cas que nous étudions. Pour des raisons que nous expliquerons plus tard, nous allons noter H l'inverse de ce terme. En clair, on pose . L'équation précédente devient donc :

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

Et que l'on peut reformuler sous cette forme :

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

Maintenant, supposons que la température est constante sur toute l'atmosphère. Partons de l'équation différentielle précédente, écrite comme suit :

Prenons l'intégrale :

Le calcul de l'intégrale donne :

En posant , 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).

En combinant les deux équations précédentes, on a :

En prenant l'exponentielle, on a :

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[modifier | modifier le wikicode]

Une hypothèse plus réaliste, du moins dans la troposphère, est de supposer que la température est une fonction affine de l'altitude. Nous justifierons cette hypothèse dans le paragraphe suivant, qui porte sur l'évolution de la température dans la troposphère.

Partons de l'équation démontrée précédemment :

Pour simplifier les calculs, nous allons poser la constante , qui regroupe tous les termes indépendants de l'altitude. L'équation précédente devient alors :

L'hypothèse nous dit que la température est une fonction de l’altitude z, de la forme . En faisant le remplacement, nous avons :

Prenons l’intégrale :

Le calcul de l'intégrale donne :

On développe l'expression précédente :

Pour , l'équation précédente devient :

En combinant les deux équations précédentes, on a :

En simplifiant et en factorisant , on trouve :

On utilise la formule  :

En prenant l'exponentielle, on obtient :

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

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

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

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

Parfois, des couches supplémentaires peuvent se rajouter, en raison de phénomènes physiques particuliers, liés à la composition chimique exacte de l'atmosphère, qui varie avec l'altitude. C'est le cas sur la Terre, 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[modifier | modifier le wikicode]

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


Démonstration

Pour la démonstration, nous allons utiliser l'enthalpie de l'air, une variable thermodynamique égale à la somme de l'énergie interne et au travail nécessaire pour atteindre sa pression actuelle (la pression nécessaire pour qu'il atteigne son volume). Par définition, celle-ci vaut . La thermodynamique nous donne la valeur de la variation d'enthalpie, ce qui donne :

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 :

Divisons par  :

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

Le produit (volume par densité) n'est autre que la masse du gaz :

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 , avec la capacité calorifique à pression constante. On a donc :

Divisons par  :

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


Démonstration

Pour démontrer cette relation, partons de l'équation , écrite comme suit :

Prenons l'intégrale :

Le calcul de l'intégrale donne :

La constante d'intégration k se déduit assez facilement en posant z = 0. Elle n'est autre que la température au sol, la température à l'altitude , que nous noterons . Nous avons alors :

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

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[modifier | modifier le wikicode]

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 élèments volatils, légers, alors que les atmosphères des planètes telluriques possèdent des éléments plus lourds.

Les planètes géantes sont essentiellement composées d'Hydrogène et d'Hélium. On trouve aussi du méthane, de l'ammoniac et de la vapeur d'eau dans leurs atmosphères. Les planètes telluriques ont des atmosphères qui se ressemblent, avec cependant quelques spécificités pour la Terre. Déjà, on peut remarquer que ces trois atmosphères sont pauvres en Hydrogène et en Hélium, ce qui les distingue des planètes géantes. Leur air est composé essentiellement d'azote et de dioxyde de carbone, avec d'autres éléments secondaires. Pur 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 évoluées, 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 évoluée depuis. Mais pour les planètes telluriques, il ne reste plus grand-chose de l'atmosphère originelle, qui a évoluée en raison de divers mécanismes. Nous verrons tout cela plus en détail à la fin du chapitre.

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

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. A 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. A 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[modifier | modifier le wikicode]

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. 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 importantes 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.

La photodissociation dans les atmosphères planétaires[modifier | modifier le wikicode]

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 trois 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.

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 deux réactions suivantes :

En clair, le méthane est photodissocié pour donner soit un radical méthyl , soit un radical . De là, de nombreuses molécules peuvent se former. Voici les réactions impliquant le et les produits de réaction :

Réactions impliquant le
Ethane
Éthylène
Propane
Cyanure d'hydrogène

La plus importante est la réaction de formation d'Ethylène, qui consomme à la fois le radical méthyl . Une fois de léthylène formé,, deux voies sont possibles :

  • Une voie qui donne du méthyl-acétylène, puis du ou du .
  • Une voie qui donne de l'acétylène, puis du di-acétylène, du et du du .

Dans la première voie, l'éthylène se combine avec une molécule de , et donne du méthyl-acétylène , qui est soit photodissociée en , ou qui est associée avec de l'hydrogène pour donner du . Dans la seconde voie, l’éthylène est photo-dissocié pour donner de l'acétylène , qui peut lui-même se photo-dissocier en ou réagir avec ce dernier pour donner du di-acétylène .

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 liéex au , 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, entrainent 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 (). La réaction inverse () 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 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[modifier | modifier le wikicode]

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 . 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 :

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.

, la réaction inverse de la photolyse.
, où X est une autre molécule.
, 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 :

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[modifier | modifier le wikicode]

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 évoluées, 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[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

La première réaction nous dit que la nébuleuse peut se condenser pour donner du méthane et de l'eau, ou du monoxyde de carbone et du dihydrogène. La seconde nous dit qu'elle peut donner de l'ammoniac, ou du diazote et du dihydrogène. La troisième nous dit que le monoxyde de carbone peut réagir avec l'eau pour donner du gaz carbonique et du dihydrogène. On peut fusionner la deuxième et la troisième équation, ce qui permet de résumer le tout à un système à deux équations :

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

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

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

Dans le système solaire interne, la température est assez forte et la pression convenable. Les équations stœchiométriques précédentes nous disent que 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 et en . 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 , ais aussi des espèces plus rares comme le , le et bien d'autres.

Les atmosphères secondaires[modifier | modifier le wikicode]

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

L'échappement gravitationnel[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

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

Maintenant, omettons la constante . On a :

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

Pour résumer, les particules massives ont besoin d'une température plus forte que les autres pour atteindre la vitesse de libération. 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[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

Atmosphère évolution



L'eau dans le système solaire

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

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

Molécule d'eau.

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

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

Diagramme de phase de l'eau.

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

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

Les glaces[modifier | modifier le wikicode]

Cristal de glace.

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

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

Glace hexagonale

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

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

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

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

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

La glace[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

L'eau liquide[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

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

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

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


L'intérieur des planètes et satellites

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

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

Earth Differentiation
Differentiation of parent body2

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

Planète tellurique : manteau silicaté, noyau métallique.

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

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[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne des planètes telluriques.

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

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

La différentiation planétaire[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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

La production de chaleur[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

Heat flow of the inner earth

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

Les planètes gazeuses sont formées avant tout de gaz, mais attention : il ne s'agit pas de boules de gaz, sans la moindre trace de matière rocheuse. On devrait plutôt les voir comme une sorte d'enveloppe de gaz qui entoure un corps rocheux certainement sphérique. Une seconde interprétation est de considérer que ces planètes sont en réalité des planètes telluriques avec une atmosphère deux à trois fois plus épaisses que le corps rocheux, l'atmosphère faisant partie de la planète proprement dite.

La classification des planètes géantes[modifier | modifier le wikicode]

Toutes les planètes gazeuses n'ont pas la même structure interne, selon leur distance de formation au Soleil. Quelques subtilités se font notamment jour quand on se demande quel est le corps tellurique entouré par l'atmosphère : est-ce une planète silicatée ou une planète océan ? Les deux sont possibles, et donnent respectivement des géantes gazeuses et des géantes de glaces. Typiquement, les astronomes distinguent plusieurs types de planètes gazeuses : les géantes gazeuses et les géantes de glace. Les premières contiennent un corps purement tellurique, alors que les secondes contiennent une planète océan. Ces deux types sont eux-mêmes divisés en deux sous-types chacun, selon l'épaisseur de l'atmosphère. On distingue donc :

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

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

Intérieur des planètes gazeuses du système solaire

L'état du gaz dans les planètes géantes[modifier | modifier le wikicode]

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. A 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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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

L'érosion spatiale[modifier | modifier le wikicode]

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

Sur les autres planètes que la Terre, la croûte est restée d'un seul tenant et la tectonique des plaques ne s'est pas mise en place. Si des continents se sont formés sur Terre, ce n'est pas vraiment le cas sur les autres planètes telluriques. Il n'y a que sur Terre que la tectonique des plaques est apparue, sans que l'on sache expliquer clairement pourquoi. Les chercheurs ont bien des pistes, mais rien de certain pour l'instant. Il est possible que la présence d'eau sur Terre 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[modifier | modifier le wikicode]

Tectonic evolution of Earth

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

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

La tectonique des autres planètes[modifier | modifier le wikicode]

Si les autres planètes n'ont pas de tectonique des plaques, cela ne signifie pas pour autant l'absence de toute forme de tectonique. Si la croute n'est pas découpée en plaques, elle peut cependant se déformer en réponse aux mouvements de convection mantellique. Évidemment, cela demande que le manteau convecte, ce qui n'est le cas que si la planète a encore de chaleur interne. Mercure n'a pas eu une chaleur interne et un manteau suffisamment épais pour que la convection se mette en place. Les seules traces de tectonique sont des réseaux de faille proches de l'équateur, formés lors du refroidissement de la planète. En refroidissant, Mercure a 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.

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Les chutes d'astéroïdes

Illustration de la différence entre météoroïde, météore et météorite.

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

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

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

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

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

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

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

La croute de fusion[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

Origine des pluies d'étoiles filantes.

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

Point radiant

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

Le ralentissement par friction[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Ellipse de chute de la météorite de Pultusk.

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

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

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

Les types de cratères[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

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


Les magnétosphères planétaires

Champ magnétique terrestre

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

Les champs magnétiques planétaires[modifier | modifier le wikicode]

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

La déclinaison magnétique[modifier | modifier le wikicode]

Déclinaison magnétique terrestre.

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

Champ magnétique d'Uranus.
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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

Si on met de côté les planètes avec un champ auto-généré, d'autres planètes ont un champ qui est induit par le champ magnétique solaire. Ces planètes possèdent une couche liquide conductrice, qui peut donc être le siège de courants. Ces courants sont générés par le mouvement de la planète dans le champ magnétique solaire (ou celui d'une autre planète). Si la planète suit une trajectoire elliptique, elle verra le champ magnétique varier progressivement. Cette variation de champ magnétique entrainera l’apparition de courants dans sa couche conductrice, courant qui 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[modifier | modifier le wikicode]

Les champs magnétiques planétaires ont une zone d'influence assez étendue dans l'espace, qui porte le nom de magnétosphère. On pourrait croire que celles-ci sont sphériques, mais il n'en est rien. La raison à cela est l'interaction de ce qu'on appelle le vent solaire avec le champ magnétique planétaire. Le 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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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 éruptions solaires et les magnétosphères planétaires[modifier | modifier le wikicode]

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[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Directions de la gravité et de la force centrifuge.

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

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

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

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

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

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

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

Géoïde terrestre, avec les irrégularités accentuées.

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

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

Il est évident qu'aucun corps tellurique n'est complètement plat : entre les cratères d'impact et les effets de la tectonique, la topographie a de quoi s'exprimer. Beaucoup de corps telluriques ont des chaînes de montagne ou des volcans, voire quelques dépressions. Ces reliefs se forment essentiellement en augmentant ou en diminuant l'épaisseur de la croûte : les 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 entraine une réorganisation du manteau sous-jacent, ainsi que des tensions crustales. Ces tensions peuvent limiter la hauteur de la croute, quand elles ne la fracturent pas. Un exemple est ainsi celui de la Valles Marineris sur Mars, qui s'est formée suite à la formation d'une zone volcanique proche : le dôme de Tharsis. L'accumulation de grandes quantités de lave dans le dôme de Tharsis a pesé sur la 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[modifier | modifier le wikicode]

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

Calcul[modifier | modifier le wikicode]

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

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


Démonstration

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

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

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

En simplifiant, on trouve l'équation suivante :

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

Résultats[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

L'équilibre isostatique[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Équilibre entre poussée d’Archimède et poids de la croute

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

Équilibre isostatique

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

Retrait de matière retour à l'équilibre isostatique

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

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

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

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

Le modèle de Airy[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Bassin sédimentaire dans le modèle de Airy.

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

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

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

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

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

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

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

Le modèle de Pratt[modifier | modifier le wikicode]

Comparaison entre le modèle de Airy et de Pratt.

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

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

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

Modèle de Pratt

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

Sous la lithosphère chauffée, elle vaut :

, avec la densité recherchée

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

Quelques manipulations algébriques donnent alors :

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

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

Rebond post-glaciaire

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

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

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

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

Les forces de marées[modifier | modifier le wikicode]

Marée lunaire.

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

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

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

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

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

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

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

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

Maree

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

Roche limit (with small mass u)

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

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

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

Le champ de marée[modifier | modifier le wikicode]

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

Principe effet maree

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

Marée



Les orbites des planètes et satellites

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

Les trois lois de Kepler[modifier | modifier le wikicode]

Illustration du modèle héliocentrique de Copernic.

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

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

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

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

Ellipse : définition.

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

Première loi de Kepler.

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

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

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

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

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

, avec la période orbitale et le demi-grand axe de l’orbite.
Relation entre demi-grand axe et période orbitale pour les planètes du système solaire.

Les paramètres orbitaux[modifier | modifier le wikicode]

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

Résumé des paramètres orbitaux.

La description de l'ellipse orbitale[modifier | modifier le wikicode]

Les premiers paramètres décrivent la forme de l'ellipse qui constitue l'orbite. On peut décrire cette ellipse de plusieurs manières, mais la plus simple fait appel à deux paramètres appelés le petit axe et le grand axe. Il s'agit de deux distances qui passent par le centre de l'ellipse, le petit axe étant la plus grande distance et le grand axe la plus grande. Le grand axe est aligné avec les deux foyers, alors que le petit axe passe au milieu de ceux-ci (c'est la médiatrice du segment formé par les deux foyers).

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

On peut aussi utiliser non pas le petit axe et le grand axe, mais leur moitié. En mathématique, ces deux grandeurs sont appelées le demi-petit axe et le demi-grand axe. Mais en astronomie, on les appelle l'apoapside et la périapside. L'apoapside est la distance maximale entre l'objet en orbite et le centre de masse, alors que la périapside est la distance minimale. Dans le cas où l'on parle de l'orbite d'un corps qui tourne autour du Soleil (une planète, par exemple), on parle aussi de périhélie et d'aphélie.

Plan ecliptique

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

Excentricité d'une ellipse.

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

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

Une autre définition équivalente est donnée par la formule suivante :

Enfin, on peut aussi utiliser la formule suivante :

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

La description du plan orbital[modifier | modifier le wikicode]

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

Intersection de deux plans non-parallèles.

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

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

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

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

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

Coordonnées d'un satellite en orbite autour de la Terre.

La description de la position du corps sur l'orbite[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

Vue de l'orbite d'un satellite parallèle au plan équatorial.

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

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

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

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

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

La période de révolution[modifier | modifier le wikicode]

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

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

La vitesse orbitale[modifier | modifier le wikicode]

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

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

La vitesse au périapside se calcule avec la formule suivante :

, avec .

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

, avec .

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

Effet des perturbations des autres planètes sur la forme d'une orbite.

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

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

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

Le tidal locking et la rotation synchrone[modifier | modifier le wikicode]

Synchronous rotation

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

Les mécanismes du tidal locking[modifier | modifier le wikicode]

Accélération par effet de marée

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

Accélération par effet de marée

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

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

La conservation du moment cinétique et le tidal locking[modifier | modifier le wikicode]

Libration lunaire.

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

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

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

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

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

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

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

Les résonances orbitales[modifier | modifier le wikicode]

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

, avec n et p deux nombres entiers.

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

Résonances des lunes de Jupiter.

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

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

Lacunes de Kirkwood.

Les résonances orbitales séculaires[modifier | modifier le wikicode]

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

Précession de l'orbite d'une planète.

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

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

Les interactions entre planètes et disque protoplanétaire[modifier | modifier le wikicode]

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

Pour les planètes peu massives, ce frottement est dû à des ondes de densité que la planète va former lors de son parcours du disque. Lors de chaque passage, la planète attire vers elle les astéroïdes, qui s'éloigneront une fois la planète éloignée. Sion suit les astéroïdes, on voit que ceux-ci s'éloignent puis s'approchent de l'orbite de la planète, dans un mouvement ondulatoire. Si on fait la somme de tous les mouvements astéroïdaux, on voit que la densité du disque augmente quand la planète passe et diminue quand elle s'éloigne. L'onde de densité qui en résulte attire la planète à chaque passage, réduisant sa vitesse. À cause de ce phénomène, la planète ralentit et se rapproche de son étoile. On parle de migration de type 1.

Pour les grosses planètes, comme Jupiter, ce phénomène ne dure qu'un temps. La planète fait le vide autour d'elle en quelque passage, tous les petits corps s'écrasant sur sa surface. Elle fait un véritable trou circulaire dans le disque, réduisant à néant le phénomène de migration de type 1. Mais divers phénomènes annexes prennent la relève et permettent une migration de type 2.

Les migrations planétaires et le modèle de Nice[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

Modèle de Nice



La planète Mercure

Photographie de Mercure.
Comparaison de la taille de Mercure avec la Terre.

La planète Mercure est assez peu connue, compte tenu de son éloignement de la Terre et de sa proximité au Soleil. La majorité des connaissances sur Mercure proviennent non seulement de l'étude de son orbite, mais surtout des missions d'exploration. La première mission d'exploration, Mariner 10, date de 1973. La plus récente, Messenger, nous a donné un aperçu assez fidèle de sa surface.

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

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

L'absence d'atmosphère de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

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

La température de surface de Mercure : d'un extrême à l'autre[modifier | modifier le wikicode]

Du fait de sa faible distance au Soleil, la température de surface est particulièrement élevée : +450°C lors de la journée. Heureusement que la température diminue durant la nuit, quoique la température de -150°C doit refroidir certaines ardeurs. S'il est naturel qu'il y ait une différence de température entre jour et nuit, la différence est particulièrement marquée sur Mercure, en raison de l'absence d'atmosphère.

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

L'exosphère Mercurienne et la queue d’éléments volatils[modifier | modifier le wikicode]

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

Queue de Sodium émise par Mercure.
Queue de Calcium et de Magnésium émise par Mercure.

La surface de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

Pôle Sud de Mercure.

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

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

Les cratères d'impact[modifier | modifier le wikicode]

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

Les failles et plis de rétraction[modifier | modifier le wikicode]

Faille Santa Maria.

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

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

Faille Discovery.
Schéma de la faille Discovery.

De possibles traces de volcanisme[modifier | modifier le wikicode]

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

Cratère Picasso : la structure centrale en forme de virgule serait d'origine volcanique.
Cratère Beckett : la structure centrale en forme de virgule serait d'origine volcanique.
Possible volcan dans le cratère Caloris Planitia. Le cratère entouré de terrains blancs est potentiellement un volcan et non un cratère d'impact, au vu de ses pentes et de sa forme.

Les facules de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

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

Faculae EN0223446257M
Faculae EN0238872351M
Faculae EW1024960452G (fausses couleurs)

La structure interne de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne de Mercure.

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

La taille du noyau de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Divisons alors par le volume total de la planète.

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

Développons :

Factorisons

Soustrayons des deux cotés :

Réorganisons les termes :

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

Le calcul nous donne :

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

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

Le noyau de Mercure serait partiellement liquide[modifier | modifier le wikicode]

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

Structure interne de Mercure, détaillée, avec le noyau liquide.

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

Le champ magnétique de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

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

Magnétosphère mercurienne.

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

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

L'histoire géologique de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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



Vénus

Vu de l'extérieur, Vénus est complètement cachée par une atmosphère tellement nuageuse qu'elle nous empêche de voir la surface ! Les missions d'exploration ont dû recourir à des analyses radar pour observer indirectement sa surface. Par contre, l'analyse de l'atmosphère est bien plus simple, vu que les mouvements des nuages trahissent les mouvements de l'air. L'analyse de la composition chimique de l'atmosphère est aussi assez simple, l'analyse de la lumière (spectroscopique) n'étant pas trop perturbée par les reflets de la surface. En conséquence, l'atmosphère de Vénus est assez bien connue, bien plus que sa surface.

L'atmosphère de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

Vénus

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

La composition chimique de l'atmosphère de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

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

Composition chimique de l'atmosphère de Venus.

Vénus a une atmosphère plus riche en dioxyde de carbone que la Terre, alors que les deux planètes sont pourtant très semblables. Et diverses estimations nous disent que les deux planètes possèdent une quantité similaire de dioxyde de carbone. La différence est que celui-ci n'est pas réparti de la même manière entre l'atmosphère et la lithosphère. Sur Terre, une partie du est stocké dans l'atmosphère, une autre dans la biosphère, une autre dans les océans et une autre dans les roches de la croute. Le carbone passe d'un réservoir à l'autre, par divers mécanismes regroupés dans ce qu'on appelle le cycle du carbone. Une grande quantité de carbone est stocké sous la forme de carbonates ou d'énergie fossile (charbon, pétrole). La formation de ces roches est liée à la fabrication de matière organique par les êtres vivants, ou tout simplement à la présence d'eau liquide. Sur Vénus, il n'y a pas de cycle de carbone du fait de l'absence d'eau et de vie, ce qui fait que la séquestration de dans les roches est inexistante. En clair, tout le se retrouve dans l'atmosphère de Vénus. La concentration en de l'atmosphère de Vénus est donc plus grande que celle observée sur Terre.

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

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

L’atmosphère vénusienne est riche en gaz à effet de serre : dioxyde de carbone, soufre, etc. On peut s'en rendre compte en regardant leur spectre d'absorption. La lumière visible est peu absorbée, mais elle est en revanche fortement réfléchie. Par contre, la plupart des gaz absorbent une grande partie des rayonnements infrarouge, le dioxyde de carbone étant le principal responsable. Cela induit un fort effet de serre, qui explique que l’atmosphère de Vénus est un véritable enfer avec une température de surface de plus de 500°C.

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

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

Effet de serre sur Venus-2

La structure verticale de l'atmosphère de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Les quatre couches précédentes subdivisent l'atmosphère à partir de la relation température-altitude. Mais on peut aussi utiliser d'autres critères pour subdiviser l'atmosphère de Vénus. Par exemple, on peut utiliser l'état d'ionisation des molécules. Avec ce critère, on peut distinguer l'ionosphère et le reste. Entre 115 km et 260 kilomètres d'altitude, les gaz atmosphériques s'ionisent, donnant naissance à une dernière couche : l'ionosphère. Le reste de l'atmosphère de Vénus n'est pas ionisé.

La circulation atmosphérique de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

La circulation atmosphérique de Vénus est semblable à celle de la Terre, dans le sens où elle s'organise autour de courants de convection qui redistribuent la chaleur de l'équateur vers les pôles. Mais les courants de convection sont différents entre la troposphère et le reste de l'atmosphère.

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

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

Circulation atmosphérique sur Venus.

Les nuages sur Vénus[modifier | modifier le wikicode]

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

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

La couche nuageuse contient de nombreux nuages, qui ne sont pas formés d'eau comme sur Terre, mais qui sont surtout composés de dioxyde de soufre et d'acide sulfurique. Les nuages sont surtout composés d'acide sulfurique , qui se forme à la surface de la couche nuageuse. Au sommet de la couche nuageuse, diverses réactions chimiques forment de l'acide sulfurique à partir de dioxyde de soufre, d'eau et de dioxyde de carbone. La formation d'acide sulfurique dans l'atmosphère de Vénus se fait en trois étapes, par trois réactions chimiques couplées. Ces réactions impliquent la dissociation de par le rayonnement solaire, ce qui fait que l'acide sulfurique se forme au sommet de la couche nuageuse, avant de retomber vers la surface.

La première réaction implique la dissociation du dioxyde de carbone par le rayonnement solaire.

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

La troisième combine le trioxyde de soufre avec de l'eau :

L'acide sulfurique formé ainsi se condense en gouttelettes, qui tombent. A une altitude d'environ 48 à 52 kilomètres les gouttelettes se regroupent et coalescent pour former des nuages. Il se forme donc une couche nuageuse située à une altitude située entre 48 et 52 kilomètres d'altitude, là où se trouve la plus grande densité de gouttelettes. Notons que les gouttelettes peuvent tomber des nuages pour donner des pluies acides. Les pluies tombent alors vers la surface, mais elles s'évaporent rapidement avant d'atteindre la surface. En dessous de 30 kilomètres d'altitude, les pluies acides sont totalement évaporées, ce qui fait qu'elles n'atteignent jamais la surface. La couche située en dessous de 30 kilomètres est donc totalement claire, sans nuages ni pluies. Entre 30 et 48 kilomètres d'altitude, l'atmosphère est remplie de pluies acides et d'une brume résiduelle, ce qui fait qu'on lui donne le nom de couche brumeuse.

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

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

La géologie de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

Des observations radar, il ressort que la planète est peu cratérisée et a donc une activité tectonique et/ou volcanique assez importante. Le comptage des cratères suggère que tous les terrains à la surface de Vénus datent de moins de 500 millions d'années. Cela indique que toute la croûte entière de Vénus a été renouvelée en moins de 500 millions d'années. Et cela vaut pour toute la surface de Vénus : les cratères d'impact sont uniformément répartis à la surface de Vénus, ce qui indique que le renouvellement de la croute vénusienne a été global. Cela indique une activité géologique récente et un volcanisme intense.

La topographie de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Vénus est relativement lisse, avec quelques zones surélevées. Ces zones surélevées sont généralement des zones volcaniques, mais pas seulement. On voit notamment les volcans Thea et Rhea Mons, ainsi que les « continents » Ishtar et les Monts Maxwell, deux structures formées de roches volcaniques superposées et plissées. Pour résumer, la surface de Vénus montre des plaines formées probablement par des épanchements de lave, quelques structures surélevées appelées« Highlands » (similaires à des continents) et quelques montagnes pour la plupart d'origine volcanique.

Carte topographique de Vénus.

La structure interne de Vénus[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne de Vénus

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

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

Le volcanisme vénusien[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Vénus montre peu de structures accidentées comme des montagnes, des failles ou des plis. Il y en a, mais l'ensemble de la surface semble surtout composé de plaines formées par des épanchements de lave basaltique qui recouvrent plus de 70% de la surface. Ces plaines de lave sont semblables aux trapps observés sur terre, ainsi qu'aux mers lunaires et aux plaines martiennes. Les sondes Venera et Vega ont effectué des prélèvements sur les plaines de lave et en ont analysé les roches. De ces analyses, il ressort que les plaines sont composées de basaltes, très semblables aux basaltes terrestres.

Des volcans sont aussi observés, sur l'ensemble de la surface de Vénus. Les structures volcaniques ont quelques ressemblances avec les volcans terrestres, mais certaines se démarquent franchement de leurs homologues terrestres. On retrouve des volcans boucliers, à savoir des volcans à faible pente très étalés, communs sur la Terre. Les volcans vénusiens se distinguent cependant par la large taille de leurs caldéras, de plusieurs centaines de kilomètres pour certaines !

Volcan Maat Mons.

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

Dômes de lave aplatis.

Les coronaes et arachnoïdes[modifier | modifier le wikicode]

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

Coronae.

La tectonique vénusienne[modifier | modifier le wikicode]

Comme pour les autres planètes telluriques à l'exception de la Terre, il n'y a pas de tectonique des plaques. Vénus reste une planète à une plaque, même si ses caractéristiques (masse, densité, volume) sont similaires à celle de la Terre. La raison à cela serait que les roches de Vénus ne contiendraient pas d'eau. On sait que l'atmosphère et la surface de Vénus sont pauvres en eau et on peut raisonnablement extrapoler la même chose au manteau et à la lithosphère de Vénus. Or, l'eau a tendance à ramollir les roches et à abaisser leur point de fusion, du moins pour les roches mantelliques et certaines roches crustales. En conséquence, Vénus aurait une lithosphère et un manteau rigides et difficiles à fondre, ce qui ne favorise pas la mise en place d'une tectonique des plaques. Cela expliquerait pourquoi la Terre aurait une tectonique des plaques et pas Vénus, la Terre ayant beaucoup plus d'eau que Vénus.

Mais cela ne signifie pas que la tectonique soit inexistante sur Vénus. On observe à sa surface des zones de plissement ou d'étirement de grande ampleur, localisées à des endroits distincts de la planète, généralement dans les zones volcaniques. On suppose que ces plis et failles soient causées par des mouvements d'extension et/ou de compression induits par les mouvements mantelliques. Le manteau de Vénus serait en convection, de par sa température, les cellules de convection entraînant la croûte molle qui les surplombe.



La planète Mars

La géologie de Mars est de loin la plus intéressante après celle de la Terre. Les observations de Mars nous donnent de nombreux éléments quant à sa géologie et l'étude de sa topographie suffit en soi à faire naître des analogies dignes d'intérêt avec la Terre.

Carte de Mars.

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

Carte de Mars, applatie.

La géomorphologie de Mars[modifier | modifier le wikicode]

A la surface de Mars, on observe des cratères d'impact, des édifices volcaniques, la présence de mers et de continents ainsi que d'autres structures tectoniques. Mais Mars est la seule planète sur laquelle on trouve des traces d'érosion liées à l'eau ! Il est depuis longtemps supposé que l'eau existe sur Mars, bien que les preuves formelles et indiscutables manquent. Cela donne à Mars une géomorphologie toute particulière.

Les calottes polaires martiennes[modifier | modifier le wikicode]

Calotte polaire du pôle nord de Mars.

Aux pôles nord et sud de Mars, la température évolue entre 130 kelvins en Hiver et 190 kelvins en été, ce qui est plus bas que le point de congélation de l'eau et du dioxyde de carbone. Sachant que eau et CO₂ sont monnaie courante dans l’atmosphère de Mars, il n'est pas étonnant que l'on trouve de la glace d'eau et de CO₂ aux pôles. Les pôles martiens sont recouverts de calottes polaires de grande taille. Elles sont composées de vapeur d'eau en minorité, leur composant principal étant le dioxyde de carbone.

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

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

Mars a pour spécificité d'avoir subit dans son passé une érosion intense liée à la présence d'eau. L'érosion liée à l'eau liquide n'est plus tellement en cours à l'heure actuelle, l'eau liquide ayant disparu de la surface de Mars. De nos jours, l'eau martienne est localisée sous forme solide dans les calottes polaires, mais aussi dans le sol. Une portion beaucoup plus faible de l'eau martienne se situe dans l'atmosphère, mais dans une très faible portion : l'atmosphère martienne est en effet très sèche. Une autre portion, plus importante cette fois, se localiserait dans le manteau, mais dans des proportions inconnues.

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

Les traces d'érosion aqueuse actuelles sont marginales, bien qu'assez intéressantes pour les scientifiques. Les chercheurs supposent que l'eau se serait infiltrée dans le sol et aurait gelé pour former un pergélisol. Occasionnellement, ce pergélisol pourrait fondre, donnant naissance à des ravines sur les pentes. Quelques ravines noires, localisées sur les pentes des cratères d'impact, naitraient de ce processus. Des traces d'érosion glaciaire sont aussi visibles sur Mars : on y trouve quelques moraines à proximité des glaciers polaires. L'extension des calottes glaciaires ayant naturellement changé avec le climat de la planète, il n'est pas anormal de trouver de telles moraines, formées lors de l'extension des glaciers, et mises en relief lors de leur retrait.

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

Kasei Valles topolabled
Viking Teardrop Islands
Mars rampart crater
Delta sur Mars.

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

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

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

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

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

Barkhanes martiennes.

La géologie de Mars[modifier | modifier le wikicode]

Comparaison de taille entre la Terre et Mars.

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

La structure interne de Mars[modifier | modifier le wikicode]

Structure interne de Mars

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

La comparaison des études gravimétriques avec les données topographiques permet aux scientifiques de calculer l'épaisseur de la croûte (plus précisément, la profondeur du moho martien). Sur les cartes qui montrent l'épaisseur de la croûte, on observe encore une dichotomie entre les deux hémisphères martiens : la croûte est plus épaisse au sud qu'au nord. On voit aussi qu'elle est moins épaisse sous les cratères d'impact importants, notamment le cratère Utopia planitia, alors qu'elle est plus épaisse sous la Valles Marineris. Tout cela semble indiquer qu'il n'y a pas de compensation isostatique, ce qui fait que topographie et épaisseur crustale sont aussi bien corrélées. La seule explication est que la croute martienne est extrêmement épaisse.

Topographie de Mars.
Épaisseur de la croûte.

Les roches martiennes[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Le volcanisme martien[modifier | modifier le wikicode]

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

Photographie de l'Olympus Mons.
Renflement de Tharsis.

Le plus célèbre volcan martien est certainement l'Olympus Mons, un volcan bouclier situé dans l'hémisphère nord. Ce volcan est le plus de tout le système solaire : plus de 22 kilomètres. Chose étonnante, une falaise se situe à sa base de plusieurs kilomètres de haut. L'origine de cette falaise est encore inconnue. L'Olympus Mons se situe très près d'un système volcanique comprenant plusieurs volcans : le dôme de Tharsis. Comme son nom l'indique, il s'agit d'un renflement de la lithosphère martienne, un gonflement géant de plusieurs centaines de kilomètres de large.

Région d'Olympus mons.

La tectonique martienne[modifier | modifier le wikicode]

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

Magnétisme de la croute martienne.
Mars Valles Marineris

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

La dichotomie crustale[modifier | modifier le wikicode]

Si la structure interne de Mars est sans surprise, ce n'est pas le cas des couches superficielles. La croûte est notamment très hétérogène. La distinction la plus marquante est clairement celle qui sépare l'hémisphère nord de Mars de l’hémisphère sud.

On observe tout d'abord des différences de composition chimique. Le sud de Mars serait riche en basaltes, avec des traces de minéraux assez rares comme l’hématite. En revanche, le nord de Mars semble être composé intégralement d'andésite. Si les données spectroscopiques semblent claires, il existe cependant une petite controverse quant à la nature des roches de l'hémisphère nord : il pourrait s'agir de basaltes altérés par de l'eau et non d'andésites.

Un autre regard sur la topographie montre que la croûte de l'hémisphère nord est totalement plate, alors que le sud de Mars est plus accidenté, avec de nombreux monts, montagnes, failles, plis, etc. De plus, les cratères d'impact sont nettement plus nombreux dans le sud de Mars qu'au nord, où ils sont quasi absents. L'hémisphère sud surmonte de plusieurs kilomètres le plateau de l’hémisphère nord. De plus, on a vu plus haut que l'épaisseur de la croute est aussi plus faible dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud.

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

L'histoire géologique de Mars[modifier | modifier le wikicode]

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

La chronologie minéralogique[modifier | modifier le wikicode]

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

La chronologie stratigraphique[modifier | modifier le wikicode]

Chronologie du volcanisme martien

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

Echelle de Hartmann :

Echelle de Hartmann et Neukum :

L'atmosphère martienne[modifier | modifier le wikicode]

Mars a une atmosphère assez mince, essentiellement composée de dioxyde de carbone, de vapeur d'eau et d'azote. Du fait de l’éloignement du Soleil, la température est extrêmement faible : de -33°C le jour à -83°C la nuit. La pression atmosphérique est aussi très faible, du fait de la finesse de l’atmosphère : moins d'un centième de la pression atmosphérique terrestre. La faible pression atmosphérique explique que si de l'eau existe actuellement sur la surface de Mars, elle se trouve forcément soit sous forme de vapeur d'eau, soit sous forme de glace, mais en aucun cas sous forme d'eau liquide. Néanmoins, des nuages se forment régulièrement dans l’atmosphère si les conditions météorologiques le permettent. Ils sont composés d'eau, mais on observe aussi des nuages de dioxyde de carbone aux hautes latitudes.

La couleur du ciel martien[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

Les vents martiens et les tornades de sable[modifier | modifier le wikicode]

Bien que peu dense, l'atmosphère martienne est parcourue de vents relativement violents, capables de déclencher de véritables tornades de « sable » (en réalité, des tornades de régolite martien). Ces tornades tendent à parcourir de longue distances. Elles naissent quand une portion d'air est chauffée localement par le sol, comme sur Terre. Du fait de la faible pression atmosphérique et de la faible gravité, elles tendent à être bien plus grandes que leur équivalents terrestres. Les plus grandes peuvent faire plusieurs kilomètres de diamètres, voire des centaines de kilomètres de diamètre.

Tornade de sable martienne de 20 kilomètres de diamètre. Image capturée dans la région Amazonis Planitia le 14 mars 2012 par la sonde Mars Reconnaissance Orbiter.

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

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

Traces sombres laissées par le passage de tornades de sabl