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Planétologie

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Le système solaire

Solar System size to scale fr

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. Peut-être avez-vous appris à l'école qu'il y a 9 planètes qui gravitent autour du soleil. En réalité cela fait quelques années que les astronomes ont rétrogradé la dernière planète, Pluton, à l'état non de planète, mais de planète naine. Cette décision peut paraître étrange mais elle est motivée.

Cela fait quelques années que les astronomes ont découvert des astres tournant autour du Soleil qui possédaient des points communs avec Pluton : éloignement du soleil similaire, taille similaire si ce n'est supérieure, etc. De tels corps, similaires à Pluton, ont rapidement été désignés sous le terme de plutoïdes. Leurs caractéristiques étaient suffisantes pour les faire passer pour des planètes, du moins si Pluton gardait son statut. Dans ces conditions, le système solaire aurait dû passer à plus de 13 planètes ! Cet état de fait a poussé les astronomes à statuer sur une définition plus précise du concept de planète, ainsi que sur les définitions des différents corps du système solaire. Dans ce qui va suivre, nous allons voir quels sont ces corps.

Classification des corps célestes[modifier | modifier le wikicode]

Solar System objects summary

On peut classer les astres qui orbitent autour du Soleil d'une manière assez arbitraire, codifiée par l'Union astronomique internationale, en trois types : les planètes, les planètes naines et les petits corps. Les différences entre ces trois classes sont assez peu nombreuses et se limitent à deux critères de classification. Premièrement, on fait la distinction entre les petits corps, qui ne sont pas sphériques, et les planètes (naines ou non) qui sont d'une forme sphérique assez marquée. Typiquement, les petits corps regroupent les objets non sphériques comme les astéroïdes, les comètes et d'autres objets de petite taille. La distinction entre planète normale et planète naine tient dans le fait que les planètes ont « nettoyé » leurs environs grâce à leur force de gravité, en attirant tous les corps qui les entouraient. Ce n'est pas le cas pour les planètes naines, qui n'ont pas nettoyé leur entourage du fait d'une gravité trop faible. Il va de soi que les planètes, ayant par définition une force de gravité plus importante, sont plus grosses que les planètes naines (d'où le nom de ces dernières), elles-mêmes plus grosses que les bien nommés petits corps.

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

Nom Forme sphérique A nettoyé son entourage par sa gravité Tournent autour du soleil Nombre dans le système solaire
Petit corps Non Non Oui Plus de 175
Planète naine Oui Non Oui 5 : Cérès, Pluton, Charon, Éris, Makémaké et Hauméa.
Planète Oui Oui Oui 8 : Mercure, Vénus, Terre, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune.
Satellite Oui/Non Oui/Non Non, mais tournent autour d'une planète.

Avec cette nouvelle classification, Pluton se voit reléguée au rang de planète naine, au même titre que les autres plutoïdes. Cette classification recouvre quelque peu d'autres concepts, comme les comètes ou les plutoïdes ou les objets transneptuniens. Les plutoïdes, ainsi que d'autres petits corps similaires, se situent tous au-delà de la planète Neptune, d'où le nom de corps transneptuniens qui leur a été donné.

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 distinction entre ces planètes se fondent sur leur composition chimique et leur état gazeux ou rocheux.

Les planètes du système solaires peuvent elles-mêmes se classer en deux à trois grands types. On distingue notamment les planètes 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.

Dans le système solaire, on trouve quatre planètes telluriques : Mercure, Vénus, la Terre et Mars, et quatre planètes gazeuses : Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune. 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. Toutes les planètes telluriques et gazeuses partagent quelques points communs :

Planète tellurique Planète gazeuse
Proches du Soleil Éloignées du Soleil
Solides, formées de roches et de métaux. Gazeuses, formées de gaz qui entoure un cœur rocheux.
Forte densité, comprise entre 3 et 5,5. Densité faible, proche de celle de l'eau.
Petite taille, similaire ou inférieure à celle de la Terre. Grande taille, largement supérieure à celle de la Terre.
Atmosphère ténue. Atmosphère épaisse.

Ces corps sont relativement nombreux, sauf pour les planètes qui ne sont qu'au nombre de 8.

Répartition des corps célestes[modifier | modifier le wikicode]

La taille du système solaire est d'environ 10 000 milliards de kilomètres. Il est convenu de découper le système solaire en plusieurs portions :

  • un système solaire interne, qui regroupe les planètes solides ;
  • une ceinture d’astéroïdes, formée de petits corps, située entre Mars et Jupiter ;
  • un système solaire externe, qui contient les planètes gazeuses ;
  • une région transneptunienne, qui contient des petits corps glacés et quelques planètes naines ;
  • et enfin, on suppose l'existence du nuage de Oort, une zone d'où proviennent certaines comètes.

La ceinture d’astéroïdes est un ensemble de petits corps qui orbitent autour du Soleil, situés entre Mars et Jupiter. Cette ceinture serait le vestige d'une planète ratée, qui n'aurait pas pu se constituer pleinement, en raison des interactions gravitationnelles de Jupiter.

Au-delà de la planète Neptune, les corps du système solaire commencent à différer des planètes et autres corps plus proches du Soleil. De tels corps sont appelés des corps transneptuniens. Ce sont, pour simplifie de grosses boules de glace d'eau mélangées à des fragments rocheux, du méthane gélé et de l'ammoniac solide. Certains de ces astres possèdent des points communs avec Pluton : éloignement du Soleil similaire, taille similaire, etc. De tels corps, similaires à Pluton, sont désignés sous le terme de plutoïdes. Ces corps sont généralement de petite taille, la plupart étant plus petits que la Lune, malgré leur statut de planète naine !

Peu de choses sont connues sur ce qu'il y a au-delà de la région transneptunienne. Il est pourtant supposé que c'est de ces zones lointaines que proviennent certaines comètes. Elles proviendraient d'une zone relativement éloignée, emplie de comètes et de petits corps froids et glacés. Ce réservoir à comètes, appelé le nuage de Oort, n'est pour l'instant qu'une supposition.


La formation du système solaire

Notre 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 notre système solaire provient d'une grosse nébuleuse.

La nébuleuse primordiale[modifier | modifier le wikicode]

Massive Young Stars Trigger Stellar Birth

Une nébuleuse est un gros nuage de gaz et de poussières qui « flotte » quelque part dans l'espace. Elle est essentiellement composé d'hydrogène et d'hélium gazeux. Hydrogène et hélium 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 nuages moléculaires[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 en deux grands types :

  • les résidus d'étoiles mortes, comme les résidus de supernovas, les vestiges de géantes rouges (nébuleuses planétaires), ou les bulles de Wolf-Rayet ;
  • les régions HI et HII, composées d'hydrogène (ionisé ou non) ;
  • et les nébuleuses qui donnent naissance à des étoiles ou des planètes, les nuages moléculaires.

Ce sont les nuages moléculaires qui vont nous intéresser. Ces nuages moléculaires sont tous composés en majorité d’hydrogène, qui se condense en molécules de dihydrogène (formule chimique H2). Généralement, ces nuages sont des nuages moléculaires géants, d'une masse 10 000 fois plus importante que notre Soleil. 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. Pour que l’hydrogène se condense en dihydrogène et forme donc un nuage moléculaire, 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 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. D'ailleurs, il arrive que certains nuages moléculaires soient denses au point d'être opaques : la lumière des étoiles ne passe pas au travers et ceux-ci forment de véritables taches noires quand on braque un télescope sur elles.

L'effondrement du nuage[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. Les particules de gaz et de poussières vont alors se rapprocher les unes des autres pour forme une grosse boule de gaz : une future étoile. Le reste du nuage formera planètes et astéroïdes. Mais tous les nuages moléculaires ne s'effondrent pas : 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.

Cette pression doit être contrecarrée d'une manière ou d'une autre pour que le nuage s'effondre. Dans certains cas, il 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. Et 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. Pour qu'un nuage ou une zone de surdensité 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 de notre 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.

Masse de Jeans[modifier | modifier le wikicode]

Dans ce qui va suivre, nous allons montrer comment calculer la masse de Jeans. 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 est proportionnelle au produit suivant, le coefficient dépendant de la forme du nuage :

Quant à l'énergie cinétique interne, elle est proportionnelle à :

Le nombre de molécules/atomes n se calcule à partie de la masse du nuage en divisant celle-ci par la masse atomique/moléculaire moyenne :

L'énergie totale du système est donc, e 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 :

L'effondrement de la nébuleuse primordiale[modifier | modifier le wikicode]

Une étoile se forme quand une nébuleuse s'effondre sur elle-même. Cet effondrement n'est pas vraiment une implosion : il s'agit plus d'une fragmentation de la nébuleuse en plusieurs gros nuages de gaz plus denses. Ces nuages de gaz vont ensuite se diviser eux-mêmes en nuages plus petits sous l'effet de la gravité, et ainsi de suite. D'un gros nuage de gaz de 100 à 100 000 fois la masse du Soleil, on se retrouve avec de petits nuages de gaz qui donneront chacun une étoile avec un cortège de planètes. Toutes ces étoiles resteront groupées et formeront 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 trinaires.

Protoétoile[modifier | modifier le wikicode]

La contraction du nuage de gaz a aussi une autre conséquence : le nuage va chauffer. 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. Cette augmentation de température a surtout lieu au centre du nuage de gaz, là où se trouvera le futur Soleil ou la future étoile. Cette augmentation de température va produire de la lumière. Au commencement, la lumière engendrée par l'échauffement du nuage pourra s'échapper du nuage assez facilement : le nuage n'est pas assez dense pour devenir opaque. Par la suite, le nuage devenant de plus en plus dense avec la contraction, il finira par devenir opaque : la lumière ne pourra pas s'en échapper. L'augmentation de température devient alors nettement plus rapide, vu que la lumière est prisonnière.

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.

A ce moment-là, le vent solaire (un flux de particule émis par l'étoile) se met en place et souffle le gaz proche de l'étoile. Le gaz se raréfiant près de l'étoile, il redevient transparent à la lumière de la protoétoile, qui devient alors visible. La lumière va alors ioniser les restes du nuage moléculaire, dont les molécules se cassent en ions H+ : le nuage moléculaire devient alors un nuage H2. Au même moment, l'étoile émet des jets de gaz à ses pôles. Ces jets sont dus à l'augmentation de la vitesse de rotation des gaz de l'étoile lors de la contraction, couplé à l'échauffement de l'étoile. Le tout forme un objet de Herbig-Haro.

Le disque protoplanétaire[modifier | modifier le wikicode]

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

Avec l'arrêt de la contraction du nuage, le disque va se refroidir peu à peu et ses gaz vont se condenser : une partie va se solidifier, tandis que le reste restera du gaz. À ce moment là, de nombreuses réactions chimiques vont commencer à se produire. Suivant leur point de fusion et de vaporisation, tous les éléments chimiques ne réagiront pas. En effet, la température ne sera pas uniforme dans tout le disque protoplanétaire : les zones proches du Soleil étant chauffée par sa lumière. Les éléments chimiques dits réfractaires forment des liaisons chimiques à haute température et ont un point de fusion très élevé. Ces éléments réfractaires vont ainsi se condenser sans trop de problèmes 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.

Avec le refroidissement du disque, une partie du gaz 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. Ces grains vont ensuite se rapprocher par gravité et se coller les uns aux autres, pour donner des petits astéroïdes de moins d'un kilomètre de diamètre : les planétésimaux. Les grains sont faiblement retenus vu que la gravité est trop faible pour les coller ensemble. Ce collage des grains fait intervenir des forces électromagnétiques qu'on appelle les forces de Van der Waals. 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, à force de collisions avec les astéroïdes plus petits, et devenir de plus en plus gros. Cette phase va durer 10 000 à 100 000 ans. Le résultat sera des embryons de planètes de plusieurs milliers de kilomètres de diamètre. Ces embryons de planète vont alors grossir en attirant vers eux les planétésimaux restants. Leur gravité imposante fait que les embryons de planète vont littéralement aspirer tous les petits corps qui passent à proximité d'eux. Ensuite, 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.

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.

Évolution gravitationnelle du système solaire[modifier | modifier le wikicode]

Il ne faut pas croire que les planètes occupent l'orbite sur laquelle elles se sont formées : en réalité, elles se sont formées assez loin de leur orbité actuelle, et ont migré progressivement pour arriver sur leur orbite. Ces migrations proviennent d'interactions gravitationnelles, avec le disque protoplanétaire avec d'autres planètes ou avec l'étoile. Premièrement, les planètes s’attirent entre elles, rendant leurs trajectoires assez chaotiques sur le long terme, et ces interactions vont éjecter certaines planètes hors de leur orbite. De plus, les planètes vont « frotter » contre le disque interplanétaire. Ce frottement est partiellement dû à des ondes de densité que la planète va former lors de son parcours du disque : lors de son passage, la planète va attirer vers elle les astéroïdes situés sur des orbites proches, astéroïdes qui s'écarteront ensuite une fois la planète éloignée. Ces ondes de densité vont attirer la planète, réduisant sa vitesse. À cause de ce phénomène, la planète ralentit et se rapproche donc de l'étoile : on parle de migration de type 1. Pour les grosses planètes, comme Jupiter, ce phénomène ne dure qu'un temps. Rapidement, la planète fait le vide autour d'elle : elle fait un véritable trou circulaire dans le disque, réduisant les possibilités de frottement.

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. D'après ce modèle, toutes les planètes ont commencé par être éjectées vers l'extérieur à la suite d'interactions avec des planétésimaux. Les planètes géantes ont été le moteur de ce mouvement général. De par leur gravité, elles ont attiré vers elles les planètes telluriques quand elles ont été éjectées vers l'extérieur. Seule Jupiter a été projetée vers l'intérieur. Jupiter et Saturne sont alors entrés dans un phénomène gravitationnel dit de résonance orbitale. Leur orbite s'est alors subitement modifiée, devenant nettement plus courbe. En conséquence, les planètes géantes ont alors été éjectées sur des orbites plus aplaties. Sur ces orbites, Neptune et Saturne ont alors creusé le disque protoplanétaire qui était en place, envoyant presque tous les astéroïdes vers l'intérieur du système solaire. Par la suite, diverses interactions remettent les planètes sur des orbites quasi circulaires.

Grand bombardement tardif[modifier | modifier le wikicode]

Le modèle de Nice permet d'expliquer pourquoi, 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. Cela explique aussi pourquoi les régions de Neptune et Uranus sont relativement pauvres en astéroïdes et pourquoi les planètes géantes sont riches en satellites.


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.

Température de l'atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

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 différence 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.

Planète température de surface
Mercure 169 °C
Vénus 462°C
Terre 15°c
Mars -63°c
Jupiter -163°c
Saturne -189°c
Uranus -220°c
Neptune -218°c

Température 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 dit que la puissance 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 toute 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 :

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 :

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. 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 surface[modifier | modifier le wikicode]

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 surface.

La puissance du rayonnement non réfléchi est captée par la surface éclairée de la planète, qui est une demi-sphère (la moitié de la planète est éclairée à chaque instant). On pourrait croire que cette surface vaut (la surface d'une demi-sphère), mais quelques considérations théoriques rendent le calcul exact moins intuitif. Nous omettrons ces considérations et prendrons la surface de la demi-sphère. Si on note la surface qui capte le rayonnement, la puissance absorbée dépend de l'albédo , de la constante solaire et de la surface de captation du rayonnement :

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 proches 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 d'origine solaire, et la puissance du rayonnement émis (le rayonnement de corps noir), nous avons :

Simplifions par  :

Calcul de la température de surface[modifier | modifier le wikicode]

La formule de Stefan permet de calculer directement la puissance émise par la Terre sous la forme de rayonnement de corps noir.

On peut alors calculer la température de la surface en remplaçant par l'équation obtenue plus haut :

Dans cette équation, le terme est une constante, que nous allons omettre. L'équation précédente se simplifie alors en :

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

En utilisant La formule précédente, on obtient les températures suivantes :

Planète Température de surface calculée Température de surface mesurée
Mercure 160,9 °C 169°C
Vénus 41,3°C 462°C
Terre -18,7°C 15°C
Mars −62,9 °C -63°C
Jupiter −163 °C -163°C
Saturne −191,9°C -189°C
Uranus −216 °C -220°C
Neptune −218 °C -218°C

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

Profil vertical[modifier | modifier le wikicode]

On vient de voir 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. Deux phénomènes sont à l'origine de ces variations : l'absorption du rayonnement solaire par l'atmosphère et la baisse de pression avec l'altitude.

Troposphère et stratosphère[modifier | modifier le wikicode]

Typiquement, les températures diminuent avec l'altitude en partant du sol, à cause de la baisse de pression. Mais au-delà d'une certaine altitude, l'effet du rayonnement solaire reprend le dessus et fait augmenter la température avec l'altitude. L'épaisseur d'atmosphère où la température baisse avec l'altitude est appelée la troposphère. C'est une zone où les nuages et les phénomènes météorologiques se forment. La zone où la température augmente avec l'altitude est appelée la stratosphère.

Certaines planètes n'ont qu'une troposphère et une stratosphère en guise d'atmosphère, mais d'autres ont deux autres couches, nommées mésosphère et thermosphère. Les températures rediminuent dans la mésosphère, qui se situe au-dessus de la stratosphère. 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. La Terre est un bon exemple de planète avec quatre couches atmosphériques.

Les autres planètes du système solaire ont une structure verticale en deux à trois couches : une troposphère, une stratosphère, et éventuellement une thermosphère. Vénus a une atmosphère en deux couches : une troposphère et une stratosphère. Uranus et Jupiter ont une structure en trois couches, dont une thermosphère.

Variation verticale de la pression[modifier | modifier le wikicode]

Si le profil vertical de température d'une atmosphère est assez compliqué, il n'en est pas de même avec la pression. Celle-ci 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.

Pression et pesanteur[modifier | modifier le wikicode]

La cause de cette diminution est simplement la force de gravité. Pour comprendre pourquoi, il faut rappeler d'où vient la pression atmosphérique. A 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 pression à l'altitude est égale à la pression à altitude à laquelle il faut ajouter le poids de l'air entre les deux altitudes.

Différence de pression entre deux points.

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

En simplifiant l'équation précédente, on a :

Pression et densité[modifier | modifier le wikicode]

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


Démonstration

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

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

Atmosphère isotherme[modifier | modifier le wikicode]

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


Démonstration

Partons de l'équation :

Multiplions par  :

Divisons par  :

Intégrons :

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

En prenant l'exponentielle, on a :

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

Atmosphère avec 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. Dans ce cas, les calculs changent quelque peu. Nous justifierons cette hypothèse dans le paragraphe suivant, qui porte sur l'évolution de la température dans la troposphère. Repartons de l'équation suivante :

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

En multipliant par et en divisant par , on a :

En intégrant, il vient :

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

En prenant l'exponentielle, nous trouvons :

Variation verticale de la température[modifier | modifier le wikicode]

Nous allons maintenant étudier la variation de la température dans la troposphère et notamment démontrer que la température diminue linéairement avec l'altitude, le coefficient de proportionnalité étant appelé le gradient adiabatique sec. La formule que nous allons démontrer est la suivante, avec :

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


Démonstration

Pour cela, nous allons poser une hypothèse de travail pour simplifier les calculs. Nous supposons que l'air, quand il monte ou descend, n'échange pas de chaleur avec l'air environnant. Dit autrement, les variations de température proviennent de variations de pression, mais pas de gains ou de pertes de chaleur. Cette hypothèse tient bien dans la troposphère, mais pas dans les autres couches, où l'absorption du rayonnement solaire chauffe l'air quand il monte. Pour simplifier les calculs, nous allons utiliser l'enthalpie, une variable thermodynamique qui indique l'énergie totale qu'un corps contient. Elles est 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).

La thermodynamique nous donne la valeur de la variation d'enthalpie, ce qui donne :

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

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

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

Vu que , on a :

CQFD !

Cette équation nous dit que la température est une fonction affine de la température.

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

Existence/absence d'une atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Certaines planètes telluriques n'ont pas d'atmosphère : Mercure n'en a pas, les planètes naines non plus. Mise à part l'exception de Mercure, les autres planètes telluriques ont une atmosphère, de même que toutes les planètes gazeuses.

Fuites thermiques[modifier | modifier le wikicode]

Si on fait la liste des planètes sans atmosphère et qu'on la compare à celles qui en on 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.

Vitesse de libération[modifier | modifier le wikicode]

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, en posant :

  • la vitesse de libération ;
  • la masse de la Terre;
  • la constante de gravitation de Newton ;
  • le rayon terreste.

Vitesse thermique[modifier | modifier le wikicode]

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, en posant :

  • la vitesse moyenne ;
  • la température ;
  • la constante de Boltzmann ;
  • la masse atomique.

Température de "fuite"[modifier | modifier le wikicode]

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. 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.

Maintenant, omettons la constante . on a :

On voit que les particules massives ont besoin d'une température plus forte que les autres pour atteindre la vitesse de libération. De même, une planète massive aura besoin d'une température plus forte pour évaporer son atmosphère. C'est techniquement ce qu'on observe dans le système solaire. Le schéma ci-dessous 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 voit notamment que Mercure, la Lune et d'autres corps légers du système solaire, 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.

Fuites non-thermiques[modifier | modifier le wikicode]

Outre ce processus d'évaporation causé par la température, d'autres processus favorisent la fuite des atomes atmosphériques dans l'espace. Les premières atmosphères ont notamment été dispersées par les impacts de météorites, très fréquents et de grande ampleur. Pour comprendre pourquoi, i faut savoir que les météorites explosent lors de l'impact, formant une gigantesque bulle de gaz et de poussières sous pression qui s'étend dans l'atmosphère. Si cette bulle de gaz atteint la vitesse de libération, elle peut emporter un peu d'atmosphère avec elle, dans l'espace.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

Comme on vient de le voir, la composition chimique d'une atmosphère dépend essentiellement de la température de surface et de la pesanteur de la planète par rapport à la masse des atomes. Certaines espèces chimiques légères pourront s’évaporer sur certaines planètes, alors que des planètes plus massives et plus froides les conserveront. Les atmosphères formées en même temps que le système solaire correspondent assez bien aux atmosphères calculées avec le paragraphe précédent. Celles-ci, appelées les atmosphères primaires, peuvent évoluer suite à divers phénomènes. Leur possible évolution donne naissance à une atmosphère secondaire. L'atmosphère primaire dépend de la position des planètes dans le système solaire. N'oublions pas, comme il a été dit dans les chapitres précédents, que les atomes légers se sont éloignés du Soleil, alors que les atome lourds ont pu rester à proximité du Soleil. La faute au vent solaire et à la répartition de la température 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'eau.

Pour les géantes gazeuses, éloignées du Soleil, l'atmosphère s'est formée par accumulation des résidus gazeux de la nébuleuse primordiale. Ces gazeuses ont conservé leur atmosphère primaire, grâce à leur gravité et la faiblesse du vent solaire aux lisières du système solaire. Mais sur les planètes telluriques, le vent solaire a littéralement soufflé celle-ci, la faisant disparaître. C'est alors qu'une seconde atmosphère a pu se mettre en place. L'atmosphère secondaire a surtout évolué sous l'impulsion du volcanisme. Celui-ci a émis une grande quantité de gaz contenu dans le manteau, formant une seconde atmosphère composée de CO2, vapeur d'eau et SO2. Celle-ci a perduré, vu qu'elle était composée d'atomes et de molécules plus lourds, que le vent solaire a eu du mal à souffler. La formation du champ magnétique des planètes a fourni une protection supplémentaire contre le vent solaire. Sur Terre, une grande quantité d'eau est sortie du manteau, sans compter la part apportée par les météorites. Cette vapeur d'eau s'est alors condensée en nuages, avant de retomber en pluie sur le sol : les premiers océans étaient nés.

Le cas de la Terre[modifier | modifier le wikicode]

Le volcanisme ne suffit pas à expliquer la composition chimique de la Terre. 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.

La raison tient à la vie sur Terre, et précisément à l'apparition de la photosynthèse. L’atmosphère terrienne était autrefois similaire à celle de Vénus et Mars. Cependant, 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. Par la suite, 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). La teneur en oxygène de l'atmosphère a alors beaucoup augmenté.


Les planètes telluriques

Les planètes telluriques sont composées intégralement de roches et de métal, avec une atmosphère relativement fine. On a vu dans le chapitre précédent que ces planètes se forment à proximité des étoiles, en l’occurrence le Soleil ici présent. Dans le système solaire, on trouve quatre planètes telluriques : Mercure, Vénus, la Terre et Mars. 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. Toutes les planètes telluriques partagent quelques points communs :

  • elles sont proches du Soleil ;
  • elles sont solides, formées de roches et de métaux ;
  • leur densité est assez importante, entre 3 et 5,5 ;
  • elles sont de petite taille comparée aux planètes gazeuses ;
  • elles ont une atmosphère assez ténue, de faible épaisseur ;
  • elles ont peu de lunes ou de satellites.

Certains de ces points communs sont liés entre eux. Par exemple, la densité des planètes telluriques s'explique par leur composition rocheuse, les roches étant plus denses que du gaz. Même chose pour la petite taille, qui explique la faible épaisseur des atmosphères et le faible nombre de satellites. Les petites planètes ont une gravité plus faible, ce qui les empêche de retenir une atmosphère épaisse ou de garder des satellites dans leur entourage gravitationnel.

Cependant, 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 structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Les planètes telluriques du système solaire appartiennent à la catégorie des planètes de silicates, une catégorie de planètes telluriques établie par les scientifiques. Celles-ci sont composées d'un noyau central métallique, surmonté d'une ou de plusieurs couches silicatées. Il existerait, hors du système solaire, des planètes telluriques qui seraient organisées autrement. Certains supposent l'existence de planètes sans noyau métallique interne, tandis que d'autres postulent des planètes intégralement métalliques et sans couche mantellique silicatée. 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.

Si vous regardez l'intérieur des différentes planètes telluriques, vous remarquerez facilement que celui-ci est composé d'au moins trois grandes couches concentriques, aux compositions chimiques et propriétés physiques différentes : une croûte et un manteau de silicium et d’oxygène et un ou plusieurs noyaux en fer. Seule la taille respective de ces couches change, ainsi que quelques paramètres géochimiques assez spécifiques.

Différenciation planétaire[modifier | modifier le wikicode]

La structure interne des planètes telluriques provient d'un mécanisme de différenciation qui commence dès leur formation. Toutes les planètes telluriques ont été intégralement fondues peu après leur formation, il y a 4,5 milliards d'années. Dans cet océan de magma, 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. En conséquence, le fer, le nickel et autres éléments métalliques lourds sont tombés vers le centre de la planète mais les silicates plus légers sont restés dans les couches supérieures. Enfin, certains matériaux très légers ont surnagé à la surface du magma, donnant naissance à une première version de la croûte. Une seconde raison tient au fait que 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 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.

Chaleur interne[modifier | modifier le wikicode]

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

La production de chaleur 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.

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. Le diagramme suivant 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 surface des planètes[modifier | modifier le wikicode]

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.

Tectonique des plaques[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. 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 laissons cela pour plus tard. 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.

Si des continents se sont formés sur Terre, ce n'est pas vraiment le cas sur les autres planètes telluriques. 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 certaines 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 formés 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.

Cratérisation[modifier | modifier le wikicode]

Toutes les planètes telluriques présentent des cratères d'impact sur leur surface, nés de l'impact à grande vitesse de météorites. Ces cratères sont entourés par une corolle d’éjectats, des morceaux de sol et de météorite projetés par l'impact. 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.

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'ondes de chocs transmises dans le sol. Ces ondes de choc prennent la forme d'une onde de compression qui peut être captée par un sismomètre. Il faut aussi noter que la météorite est aussi parcourue par une 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 née 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 d'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 éjectats sont projetés autour du cratère, essentiellement par l'explosion de la météorite. Le cratère formé à la suite de cette phase est appelé un cratère transitoire, ou cratère temporaire.
  • Par la suite, 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.

Les processus de la troisième phase 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.

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 constellée de cratères d'impacts sur sa surface.

Érosion et altération[modifier | modifier le wikicode]

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 faible 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.

Enfin, il faut aussi citer une forme d'érosion de surface, qui n'existe que sur les planètes directement soumises au vent solaire : l'érosion spatiale. Ultimement, celle-ci forme une sorte de "sol" sur certains satellite ou astéroïdes : le régolite. L'érosion spatiale nait de l'effet des impacts de météorites et des rayons cosmiques (dont le vent solaire). Dans les grandes lignes, cette altération spatiale leur donne une couleur noire à rouge sombre. Elle est causée principalement par les impacts de météorites, qui ont brisé les roches de la croûte en morceaux, leur donnant une taille de plus en plus fine avec la succession des impacts. Du fait de l'absence de vent ou d'eau, les particules formées par comminution ont des tailles très différentes et sont anguleuses (elles n'ont pas été polies par l'érosion). Lors des impacts, il arrive que des particules se soudent sous l'effet de la chaleur ou de la pression, formant des sphères solides de petite taille, riches en Fer pur (donnant une couleur sombre à la surface lunaire). Dans certaines d'entre elles, la chaleur a fait fondre une partie du sol et des roches lunaires, qui ont entouré des fragments de roches et des particules de sol : ces brèches d'impact donnent des blocs de roche entourés d'une matrice vitreuse. Sur les autres brèches, rien n'a fondu, et les particules se sont simplement collées les unes dans les autres sous l'effet de la pression ou de la température.

Pour résumer, l'érosion spatiale a trois effets sur les roches lunaires :

  • 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 géologie de Mercure

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

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

Surface de Mercure[modifier | modifier le wikicode]

South Pole of Mercury

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

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

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

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

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


Démonstration

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

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

Divisons alors par le volume total de la planète.

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

Quelques manipulations algébriques donnent :

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

Le calcul nous donne :

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

Avec le calcul précédent, on peut démontrer que le noyau doit avoir un rayon d'environ 1 830 kilomètres, à comparer aux 2 440 kilomètres du rayon de la planète. On en déduit que le manteau doit avoir environ 600 kilomètres d'épaisseur.

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

Champ magnétique[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Géologie[modifier | modifier le wikicode]

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

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Structure de Vénus

Faute d'études sismologiques, les savants doivent se rabattre sur le minimum vital de données qu'ils ont en leur possession. Celles-ci disent que l'intérieur de Vénus n'est pas différent des autres planètes telluriques : on y trouve une croûte et un manteau silicatés, et un noyau ferreux. Du fait de sa taille, Vénus produit toujours de la chaleur radioactive et est encore active géologiquement. Preuve en est la faible cratérisation de la surface, qui prouve que le volcanisme doit être encore actif. Il est supposé que le noyau est partiellement liquide, séparé en un noyau externe liquide et un noyau interne solide, compte tenu de la chaleur interne disponible. 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.

Volcanisme vénusien[modifier | modifier le wikicode]

La surface de Vénus montre peu de structures accidentées comme des montagnes, des failles ou des plis. Il y en a, mais l'ensemble de la surface semble surtout composé de plaines formées par des épanchements de lave basaltique qui recouvrent plus de 70% de la surface. Des volcans sont aussi observés, sur l'ensemble de la surface de Vénus. Les structures volcaniques ont quelques ressemblances avec les volcans terrestres, mais certaines se démarquent franchement de leur homologues terrestres. On retrouve des volcans boucliers, à savoir des volcans à faible pente très étalés, communs sur la Terre. Les plaines de lave sont semblables aux trapps observés sur terre, ainsi qu'aux mers lunaires et aux plaines martiennes. Mais 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. Enfin, on trouve des effondrements concentriques, entourés de fissures par lesquelles sortent des flots de lave, l'ensemble étant appelé des coronaes.

Tectonique vénusienne[modifier | modifier le wikicode]

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

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Vénus (7544560662)

La température et la pression à la surface de Vénus sont extrêmement importantes. La pression au sol atteint 9,3 MPa, soit 91,8 fois la pression atmosphérique terrestre ! Pou comparaison, cette pression est du même ordre que la pression sous-marine à une profondeur de 1 000 mètres. La température de surface est tout aussi hostile, variant de 450°C à de plus de 500°C. Ces conditions extrêmes sont liées à l'effet de serre et à la composition chimique de l'atmosphère. Ajoutons à cela que la planète est littéralement recouverte de nuages d'acide sulfurique et de dioxyde de soufre, et que les orages relativement « courants » donnent naissance à de splendides éclairs rougeâtres. De quoi légitimement qualifier Vénus d'« enfer céleste ».

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

La composition chimique de l’atmosphère vénusienne est illustrée dans le schéma ci-dessous. On voit qu'il n'y a pas la moindre trace d'oxygène ni d'azote, 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. Ces composés soufrés auraient été émis par le volcanisme vénusien, autant lors des périodes récentes qu'anciennes. La majorité des composés soufrés se trouve actuellement dans la couche nuageuse. Celle-ci contient de nombreux nuages composés de dioxyde de soufre et d'acide sulfurique. La nature sulfurée des nuages vénusiens donne naissance à de nombreuses pluies acides, aux gouttelettes chargées en acide sulfurique. Mais ces pluies s'évaporent avant de toucher la surface à cause des fortes températures atmosphériques.

Effet de serre[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Circulation atmosphérique[modifier | modifier le wikicode]

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


La géologie de Mars

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

Géologie[modifier | modifier le wikicode]

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. On peut s'en rendre compte assez facilement de par la couleur rougeâtre des roches martiennes, couleur qui provient de leur forte teneur en fer. Ce n'est pas pour rien que mars est appelée la planète rouge.

Tectonique des plaques[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.

Dichotomie crustale[modifier | modifier le wikicode]

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

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 suivis 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.

Volcanisme martien[modifier | modifier le wikicode]

Chronologie Volcanisme Martien

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

Formes d'érosion[modifier | modifier le wikicode]

Si le volcanisme et la tectonique ont modelé sa surface, Mars a pour spécificité d'avoir une érosion intense, vraisemblablement liée à la présence d'eau.

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. Les structures éoliennes martienne sont semblables à celles observées sur terre, au moins dans les grandes lignes. C'est ainsi que l'on trouve des dunes à la surface de Mars.

Formes fluviales[modifier | modifier le wikicode]

Des formes vestigiales attestent d'écoulements, supposés être des écoulements aqueux : on trouve des vallées qui ressemblent à des vallées fluviales terrestres, des deltas martiens surélevés par l'érosion. 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.

Ces structures semblent attester la présence d'eau sur Mars. Mais un paradoxe se profile : ces structures sont certes riches en sulfates, courants dans les sédiments, mais pas de carbonates. 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.

Sol martien[modifier | modifier le wikicode]

De nos jours, les chercheurs supposent que l'eau se serait infiltrée dans le sol et aurait gelé pour former un pergélisol. Le sol martien est cependant très rocailleux, riche en fer.

Structures géologiques particulières[modifier | modifier le wikicode]

Quelques structures géologiques particulières sont assez connues du grand public. Peut-être connaissez-vous Valles Marineris, la faille béante qui parcours la planète, ou encore l'Olympus Mons, le plus grand volcan du système solaire. Voyons maintenant un peu plus en détail ces structures.

Olympus Mons et Dôme de Tharsis[modifier | modifier le wikicode]

Le plus célèbre volcan martien est certainement l'Olympus Mons, un volcan bouclier situé dans l'hémisphère nord. Ce volcan 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.

Valles Marineris[modifier | modifier le wikicode]

La Valles Marineris est une vallée d'une taille gigantesque, située assez près de l'équateur. 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.

Atmosphère[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.

Vu du sol, l’atmosphère martienne a une couleur orangée, qui va du jaune assez foncé à des tons rougeâtres. Cela vient du fait que l'atmosphère martienne absorbe beaucoup plus les couleurs bleutées que les couleurs rouges, orange et jaune. Le rayonnement solaire contenant toutes les couleurs (vu qu'il est blanc), cela explique la couleur de l'atmosphère martienne. Les connaisseurs auront certainement remarqué que la couleur du ciel martien a une origine différente de la couleur du ciel terrestre.

Bien que peu dense, l'atmosphère martienne est parcourue de vents relativement violents, capables de déclencher de véritables tornades de « sable » (en réalité, des tornades de régolithe martien). Des nuages se forment régulièrement dans l’atmosphère si les conditions météorologiques le permettent.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

L’atmosphère de Mars est extrêmement riche en dioxyde de carbone, qui est le gaz principal de l’atmosphère martienne. Le second gaz est le diazote, suivi par des traces de vapeur d'eau. Les gaz atmosphériques ont été produits par le volcanisme ancien de Mars. Les gaz émis par les volcans se sont conservés dans l’atmosphère, du moins les gaz lourds. Les gaz légers ont réussi à échapper à l’attraction gravitationnelle de Mars et ne font plus partie de l’atmosphère actuelle. Une bonne partie des gaz atmosphériques se condense au niveau des pôles et forme des calottes de glace. Ces calottes sont évidemment composées de vapeur d'eau, mais en minorité, leur composant principal étant le dioxyde de carbone.

Outre les échanges avec les calottes polaires, l’atmosphère de Mars interagit avec la surface, les roches et le sol exposé. Ceux-ci peuvent stocker certains gaz atmosphériques ou en relâcher selon les circonstances. Les émanations de méthane du sol de Mars jouent un rôle important dans le fonctionnement de l’atmosphère martienne. Le cycle du méthane martien est relativement complexe mais il est certain qu'il doit faire intervenir de l'eau. Si les processus de production de méthane sont mal connus, le dégazage du méthane se fait essentiellement par les échanges sol-atmosphère (le volcanisme est une ancienne source qui ne doit pas avoir d'importance à l'heure actuelle). Il faut noter que le méthane est dégradé par les ultraviolets solaires, le carbone et l'hydrogène formés par la dégradation s'échappant dans l'espace ou réagissant dans le sol pour y être stockés.


Les planètes gazeuses

Gas giants in the solar system

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

De nombreux caractères distinguent les planètes gazeuses des planètes telluriques. Tout d'abord, de par leur localisation dans le système solaire externe, elles sont éloignées du Soleil. Du fait de leur composition gazeuse, leur densité est bien plus faible que celle des planète 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
Proches du soleil Éloignées du soleil
Solides, formées de roches et de métaux. Gazeuses, formées de gaz qui entoure un cœur rocheux.
Forte densité, comprise entre 3 et 5,5. Densité faible, proche de celle de l'eau.
Petite taille, similaire ou inférieure à celle de la Terre. Grande taille, largement supérieure à celle de la Terre.
Atmosphère ténue. Atmosphère épaisse.

Il existe quatre planètes gazeuses dans le système solaire : Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune.

Structure interne et classification[modifier | modifier le wikicode]

Toutes les planètes gazeuses n'ont pas la même structure interne, selon leur distance de formation au Soleil. Typiquement, les astronomes distinguent plusieurs types de planètes gazeuses :

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

Les deux premiers types sont théoriques, certainement valables hors du système solaire (certaines exoplanètes pourraient correspondre à ces caractéristiques), mais absents du système solaire. 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 donnés 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.

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Mais la composition chimique de l'atmosphère n'est pas tout. La composition chimique des autres couches joue aussi un grand rôle dans le fonctionnement de l’atmosphère et des processus qui s'y déroulent.

Température[modifier | modifier le wikicode]

Vue d'artiste d'un Jupiter chaud.

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

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

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


La planète Jupiter

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

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter - Coupe intérieure

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

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

Chaleur interne[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

Great Red Spot From Voyager 1

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

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

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

Fonctionnement-radiometre-MWR-sonde-spatiale-Juno-fr

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

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

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

Bandes de nuages[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère jovienne, vue de face, est structurée en bandes parallèles perpendiculaires aux méridiens, des bandes sombres s'intercalant entre des bandes claires. Les bandes blanches sont appelées bandes dans la littérature, tandis que les bandes sombres sont appelées zones. Il y a en tout 15 bandes, qui sont relativement symétriques para rapport à l'équateur : 7 bandes dans l’hémisphère nord, 7 dans l'hémisphère sud et une à l'équateur.

Les différences de couleurs entre bandes et zones sont causées par des différences de composition chimique et de température. Il apparaît que les bandes sont plus froides que les zones. De plus, les zones sont assez opaques aux ondes radio, alors que les bandes ne le sont pas autant. Cela impliquerait des différences de composition chimique : les bandes seraient pauvres en ammoniac, alors que les zones en seraient enrichies. Ces différences de température et de composition chimique laissent penser que les bandes et zones auraient une origine convective : l'air chaud remonterait dans les bandes, avant de redescendre dans les zones.

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

Cyclones joviens[modifier | modifier le wikicode]

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

Système jovien[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter est entourée de tout un système de corps solides, qu'il s'agisse de satellites ou d'anneaux de petits corps solides et/ou glacés. L'ensemble de ces corps forme ce qu'on appelle le système jovien.

Satellites[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter a un grand nombre de satellites : 69 en tout ! Certains ont naturellement été étudiés plus que les autres, notamment les premiers découverts. Galilée a identifié les premiers satellites de Jupiter, qui sont aujourd'hui nommés satellites galiléens en son honneur. Ces quatre satellites sont Io, Europe, Ganymède et Callisto.

Ces satellites auraient une structure interne similaire, avec un noyau rocheux et des couches de roches silicatées. Europe et Ganymède seraient de plus recouvertes par un océan ou des glaces d'eau, avec une banquise de glace qui recouvre toute la planète. Seul Callisto ferait exception, étant intégralement composée de glaces.

Satellite IO[modifier | modifier le wikicode]

PIA01081-Color Mosaic and Active Volcanic Plumes on Io

Io est un satellite avec une activité volcanique intense, avec de nombreux volcans sur sa surface. Des lacs de lave sombre se forment régulièrement. Chose intéressante, ces volcans crachent une lave riche en soufre. La totalité de la croûte d'Io est renouvelée régulièrement, d'où l'absence quasi totale de cratères à sa surface. La surface d'Io a d'ailleurs une belle couleur jaune/orange, du fait de la forte teneur en soufre des roches de surface. L'activité géologique est causée par les forces de marée de Jupiter, qui entraînent des frottements à l'intérieur de la planète, chauffant le manteau. Son atmosphère est essentiellement peu épaisse et intégralement composée de composés soufrés. On y trouve autant des volcans boucliers que des épanchements fissuraux de lave, la particularité d'Io étant des volcans dont les éruptions causent des panaches de grande altitude en forme de parapluies.

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

Certaines éruptions volcaniques se traduisent par des épanchements de lave de grande dimensions. La source de ces épanchements peut se trouver aussi bien dans les pateras des volcans boucliers que sur les flancs. D'autres éruptions volcaniques sont plus explosives, expulsant des cendres et des morceaux de lave à grande altitude. Elles sont de courte durée mais émettent de grandes quantités de lave. Lors de ces éruptions, des fontaines de lave sont émises par une fissure, d'une manière similaire aux éruptions fissurales sur Terre. Enfin, on peut observer des panaches de soufre, émis par les volcans. Ceux-ci sont composées de soufre ou de dioxyde de soufre et ont une forme de parapluie. Ils se forment lors d'une éruption volcanique, ou de lacs de lave, par projection de petits ejectats et de gaz depuis la lave.

Anneaux[modifier | modifier le wikicode]

Jupiter est entouré par un système d'anneaux, composés de poussières et de petits astéroïdes. On compte trois anneaux : l'anneau Halo, l'anneau principal et l'anneau Gossamer. Ces anneaux sont nés de l'agglomération de poussières émises par les divers satellites, ainsi que, mais moins, par des poussières interplanétaires capturées. Les deux premiers proviennent de poussières émises par le satellite Adrastée et la lune Metis.



La planète Saturne

Saturn during Equinox

Saturne est la sixième planète du système solaire, connue pour son système d'anneaux. Il s'agit d'une planète gazeuse jovienne, assez semblable à Jupiter. Sa taille est cependant inférieure, de même que sa masse et sa densité. Il est connu que sa densité est inférieure à celle de l'eau. C'est ainsi que s'il existait un océan capable de contenir Saturne, la planète flotterait sur cet océan.

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

La structure interne de Saturne est semblable à celle de Jupiter : un noyau rocheux, surmonté par une couche de glaces, elle-même surmontée par une couche d'hydrogène. Là encore, il est supposé que la couche d'hydrogène soit composée d'une couche profonde d'hydrogène métallique, surmontée par une couche d'hydrogène « normal ».

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

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

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

Sa composition chimique est similaire à celle de Jupiter.

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

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

Grande tache blanche[modifier | modifier le wikicode]

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

Pole de Saturne[modifier | modifier le wikicode]

Les deux pôles de Saturne sont recouverts chacun par un gigantesque anti-cyclone, qui sépare ces pôles du reste de l'atmosphère planétaire. Ces anticyclone polaires sont similaires à ceux observés sur les autres planètes. Chose étrange, l'anticyclone du pole nord a une belle forme hexagonale, relativement stable.

Le système saturnien[modifier | modifier le wikicode]

Comme pour Jupiter, le système saturnien est l'ensemble des corps et anneaux qui orbitent autour de Saturne. Outre les célèbres anneaux de Saturne, ce système contient un grand nombre de satellites : environ 200, plus que Jupiter ! C'est le plus grand nombre de satellites par planète de tout le système solaire. Certains de ces satellites sont relativement connus : Titan, Encelade, etc. Certains se situent dans les anneaux mais d'autres en sont séparés.


La planète Uranus

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

Structure interne[modifier | modifier le wikicode]

Uranus-intern-fr

La structure interne d'Uranus est différente de celle de Jupiter et de Saturne. Celle-ci partage avec les précédentes un noyau rocheux solide. Celui-ci est entouré de glaces d'eau, d'ammoniac et de méthane. Mais cette couche est bien plus volumineuse que sur Jupiter ou Saturne, avec un volume largement supérieur à celui du noyau central. Cette couche est surmontée d'une couche gazeuse d’hydrogène et d'hélium, avec des traces de méthane. Il n'y a pas de couche d'hydrogène liquide au-dessus du noyau de glaces. Cette couche est surmontée par une atmosphère gazeuse nuageuse.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

L'absence de chaleur interne et l'éloignement du Soleil fait que l'atmosphère uranienne est plus calme que celle de Jupiter ou de Saturne. Elle semble relativement homogène dans les résultats des observations radar, avec cependant des vents assez forts et relativement inexpliqués. Il y a peu de formations nuageuses de grande taille, contrairement aux planètes géantes précédentes.

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

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

L'atmosphère a une composition chimique semblable à celle de Jupiter et de Saturne, à savoir qu'elle est riche en hydrogène et en hélium, avec cependant un peu plus de méthane, d’eau et d'ammoniac.

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

Structure verticale[modifier | modifier le wikicode]

Tout comme pour les autres planètes gazeuses, l'atmosphère d'Uranus contient une troposphère, une stratosphère et une thermosphère.

Comme sur les autres planètes gazeuses, les nuages troposphériques sont des nuages d'eau, ou d'ammoniac ou d'hydrosulfure d'ammoniac. Des nuages de méthane sont possibles, sous certaines circonstances.

Système uranien[modifier | modifier le wikicode]

De nombreux anneaux et satellites entourent Uranus : 28 satellites et quelques anneaux. En majorité, les satellites uraniens sont composés essentiellement de glaces d'eau et d'ammoniac. Ils sont fortement cratérisés, même si quelques zones semblent avoir subi un renouvellement quelconque. Ils sont composés d'un noyau rocheux entouré d'un océan de glaces ou d'eau liquide. Leur surface est percluse de canyons ou de structures montrant un possible cryovolcanisme.


La planète Neptune

Intérieur de Neptune.

Neptune est la dernière planète du système solaire. Elle est entourée par plusieurs anneaux et satellites. Son atmosphère est similaire à celle d'Uranus, avec cependant quelques différences. Sa composition chimique est riche en hydrogène et en hélium, avec plus d'eau, d'ammoniac et de méthane.

Neptune est une planète neptunienne, à savoir composée d'une atmosphère gazeuse qui entoure une couche de glaces et d'eau, qui recouvre elle-même un noyau rocheux.

Atmosphère[modifier | modifier le wikicode]

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

Composition chimique[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Orages[modifier | modifier le wikicode]

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

Anneaux[modifier | modifier le wikicode]

Neptune est entourée par cinq anneaux.

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


Les satellites et anneaux planétaires

Les planètes sont des astres massifs, dont la gravité est suffisante pour attirer des astéroïdes ou des planétésimaux vers elles. Dans la plupart des cas, les objets attirés s'écrasent sur la surface des planètes, donnant naissance à un cratère d'impact. Mais il arrive que des petits corps soient attirés, mais aient suffisamment de vitesse pour ne pas s'écraser sur la planète : ils entrent en orbite autour d'elle, comme les planètes autour du Soleil. Les corps qui orbitent autour des planètes sont nombreux et ont des tailles variées. Certains sont de petits astéroïdes, tandis que d’autre sont la taille d'une petite planète. Ces corps qui orbitent autour des planètes peuvent se classer en trois grands types :

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

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

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

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

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

Artist's concept of collision at HD 172555

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

Accrétion de petits corps[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

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

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

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

Forces de marées[modifier | modifier le wikicode]

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. Mais attention : ces 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.

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. Lorsque le Soleil et la Lune sont plus ou moins alignés, leurs attractions gravitationnelles sur 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.

Origine des marées[modifier | modifier le wikicode]

La cause de ce 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 fritions 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.

Cette explication à base d'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 qu'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. Les points d'un satellite qui sont plus proche 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.

Calcul simplifié des forces de marées[modifier | modifier le wikicode]

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

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

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

En supposant que le rayon r est très petit, on peut simplifier les calculs. En posant r = 0, le terme 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 ovoïdes aux satellites et planètes.

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

Limite de Roche[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Modèle de Roche[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Vu que les deux petits corps sont situés à des distances différentes de la planète, il existe une différence entre la force de gravité subie par le corps le plus proche, et le corps le plus lointain. Cette différence de force est appelée l'effet de marée.

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

Quelques manipulations algébriques nous donnent :

Quelques manipulations algébriques nous donnent enfin la limite de Roche :

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

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

Ce qui se simplifie en :

Modèle du caillou[modifier | modifier le wikicode]

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

Arès de longs calculs, on doit trouver que :

Rotation synchrone[modifier | modifier le wikicode]

Synchronous rotation

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

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


La géologie de la Lune

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

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

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

Les études gravimétriques montrent que l'épaisseur de la croute varie beaucoup suivant la localisation. Par exemple, sous les cratères d'impact, la croûte est sensiblement plus fine qu'ailleurs, et est parfois même absente. Les données gravimétriques montrent une présence de matériaux denses, les mascons, sous certains cratères. Leur origine est débattue : il pourrait d'agir de remontées mantelliques ou d'épanchements de basaltes.

Les observations magnétiques montrent que la Lune a un faible champ magnétique, dont l'origine est vraisemblablement l'aimantation de la croûte. Certains pensent qu'il s'agit d'un vestige d'un ancien champ magnétique lié au noyau, mais la faible taille du noyau semble incompatible avec cette hypothèse. D'autres pensent qu'elle provient de champs magnétiques transitoires lors d'impacts de météorites.

Topographie lunaire[modifier | modifier le wikicode]

L'observation de la croute montre qu'il n'y a pas de tectonique des plaques, et qu'il n'y en a jamais eu : on n'observe pas de fosses de subductions, de rifts, de dorsales, ou de structures qui impliquent une tectonique des plaques. L'absence de tectonique ne signifie pas que la surface de la lune est lisse et plate, pas plus que le volcanisme est inexistant. La lune a en effet été le théâtre d'un volcanisme de grande ampleur. De plu, outre le volcanisme, les cratères d'impact ont ajouté un peu de topographie. Ces variations d'altitude donnent des indices sur l'épaisseur de la croûte (à cause de l'équilibre isostatique). Fait étrange, l’élévation semble plus importante sur la face cachée que sur la face visible depuis la Terre : la croûte est plus épaisse sur la face cachée que sur la face visible. Personne ne sait expliquer avec certitude cette observation à l'heure actuelle.

L'ensemble de ces processus volcanique et d'impact font que la surface de la lune n'est pas homogène, mais découpée en deux types de terrains :

  • les zones claires remplies de cratères sont appelées des terraes ou terres lunaires ;
  • les zones sombres plates, sans cratères : ce sont les mers lunaires.

La différence de couleur entre les deux régions provient de différences de composition chimique. Les mers lunaires sont composées essentiellement de basaltes, des roches volcaniques pauvres en silice. Par contre, les terres lunaires sont composés essentiellement d'un minéral nommé anorthosite, très courant dans les roches magmatiques granitiques. Vu que les basaltes sont des roches volcaniques, contrairement aux roches des continents, on devine aisément que les mers sont des structures d'origine volcanique, formées supposément par l'épanchement de grandes quantités de lave.

Volcanisme lunaire[modifier | modifier le wikicode]

Le volcanisme lunaire est présent autant dans les mers lunaires que sur les continents lunaires.

Mers lunaires[modifier | modifier le wikicode]

Le fait que le basalte des mers soit une roche volcanique indique que les mers sont de gigantesques épanchements de lave, preuve de l'existence d'un volcanisme lunaire. Un autre indice vient conforter cette observation : les mers lunaires sont pauvres en cratères, alors que les terres lunaires en sont remplies. Cela veut dire que les cratères d'impact n'ont pas été effacés par l'érosion ou par la tectonique des plaques sur les Terres, alors que c'est ce qui s'est passé sur les mers. Les mers ayant peu de cratère, cela signifie qu'il s'agit d'une croute jeune, formée par un volcanisme. On peut déterminer l'âge de formation de la croûte en comptant les cratères : plus une portion de croûte est âgée, plus elle a reçu d'impacts depuis sa formation. Le comptage des cratères indique que les mers lunaires se sont formées il y a environ 3 à 4 milliards d'années. Quelques mers semblent cependant avoir un âge plus faible, d’environ 1,2 milliard d'années. De nos jours, plus de volcanisme : le manteau de la Lune s'est presque totalement solidifié et le volcanisme est épisodique.

Localisation[modifier | modifier le wikicode]

Il est intéressant de remarquer que toutes les mers lunaires se trouvent sur la face qui est visible depuis la Terre : la face cachée ne contient presque pas de mer. Les planétologues ont du mal à expliquer cette observation, mais il serait douteux que ce soit une simple coïncidence. Certains supposent une interaction gravitationnelle entre la Terre et la Lune, liée aux marées, d'autres supposent un impact d’astéroïde, d'autres une variation de composition chimique du manteau entre les deux faces, etc. Certains ont émis l'hypothèse que la croûte serait moins épaisse sur la face visible, mais on peut signaler qu'il n'y a pas de mer lunaire au pôle sud, où la croûte est plus mince qu’ailleurs.

Formation[modifier | modifier le wikicode]

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

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

Structures de surface[modifier | modifier le wikicode]

Sur les mers et les terres lunaires, on trouve diverses formes de surface, causée par le volcanisme. Celles-ci portent les noms de rilles, de winkle ridge, de domes de lave, de cones volcanique, etc.

Winkle ridges[modifier | modifier le wikicode]

A la surface des mers, on trouve des structures qui ressemblent à des fissures. Ces fissures proviennent du refroidissement du basalte : celui-ci s'est contracté, et s'est fissuré. Ces fissures sont appelées des Wrinkle ridge. Par exemple, on peut citer la Dorsa Smirnov.

Dômes et cônes volcaniques[modifier | modifier le wikicode]

On trouve aussi des dômes de lave, similaires aux dômes des volcans péléens. Ces dômes ont une taille de plusieurs kilomètres de diamètre. Par contre, ces dômes sont composés de basaltes, contrairement à ce qu'on trouve sur Terre où les dômes sont composés de laves beaucoup plus visqueuses et riches en silice. Le plus connu est le Mons Rümker, un ensemble de 30 dômes distincts qui se sont accumulés sur une même zone, mais on trouve aussi des dômes dans la région des Gruitheisen Domes, et dans la zone des Marius Hills.

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

Dépôts mantelliques sombres[modifier | modifier le wikicode]

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

Rilles[modifier | modifier le wikicode]

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

Irregular Mare Patches[modifier | modifier le wikicode]

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

Géochimie lunaire[modifier | modifier le wikicode]

Dans les grandes lignes, les roches lunaires ont une composition chimique similaire à celle des roches terrestres, avec quelques variations assez significatives, mais très différente des autres corps du système solaire.