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Les atmosphères planétaires

Généralités

Atmosphère vient du grec atmos = vapeur, et sphaira = ballon.

Une atmosphère est une enveloppe de gaz compressibles, retenue par la gravitation d’une planète.

On trouve des atmosphères autour des planètes suffisamment massives, Vénus, la Terre, Mars, et les planètes géantes. Seuls deux satellites ont une atmosphère conséquente : Titan autour de Saturne, et Triton autour de Neptune. Les petites planètes, et a fortiori la plupart des satellites, ne peuvent pas en retenir.

Formation des planètes

Toute théorie de formation des planètes doit expliquer les régularités suivantes :

• Elles orbitent toutes :
  • dans le même plan ;
  • dans le même sens
• Le Soleil tourne sur lui-même dans le même sens ;
• Les 4 premières planètes sont rocheuses ;
• Les 4 dernières sont gazeuses.

Sur un plan plus technique, il faudra également expliquer que les planètes emportent 99 % du moment cinétique du système solaire (le moment cinétique traduit l’énergie qu’il faudrait dégager pour arrêter la rotation du Soleil sur lui-même d’une part, des planètes autour de lui d’autre part ; cette seconde énergie serait 100 fois plus grande que la première).

La première théorie scientifique sur la formation des planètes est due à Laplace, au XVII^e siècle. Il considérait un nuage de gaz et de poussières qui tournait autour du Soleil. Dans ce nuage se produisaient des tourbillons, qui frottaient les uns contre les autres, et dont les dimensions étaient d’autant plus grandes qu’ils étaient plus éloignés du Soleil. A la limite entre deux tourbillons, se formait une planète.

La théorie actuelle considère que les planètes se sont formées à partir d’un nuage contenant essentiellement de l’hydrogène (75 % en masse), et de l’hélium (24 %). Le reste, quelques poussières (silicates), était constitué de tous les éléments chimiques, en proportions variables. Les éléments sont classés en volatils et réfractaires, selon leur température de fusion.

Le nuage était en rotation, et les forces de viscosité (frottement des particules les unes sur les autres) ont provoqué son aplatissement. Dans cette transformation, le centre devient de plus en plus dense, et s’échauffe (loi des gaz parfaits). Il finit par briller par son énergie gravitationnelle (phase T Tauri). Puis, la température centrale continuant d’augmenter, bien que plus lentement, les réactions de fusion de l’hydrogène finissent par s’allumer.

Le Soleil, dans sa phase T Tauri, émettait un vent solaire très intense, qui a chassé les volatils jusqu’à la distance de Jupiter. Il a ainsi rapidement creusé une cavité dépourvue de matériaux volatils autour de lui. Les 4 planètes telluriques se sont donc formées dans des conditions très semblables, à partir des mêmes matériaux, mais avec très peu de gaz. Les 4 planètes géantes aussi se sont formées dans une même autre région du système solaire, ce qui explique leurs ressemblances. Mais dans leur région, il y avait beaucoup de gaz (d’origine et apporté par le Soleil). Les réfractaires, par contre, sont tous restés là où ils étaient au début. De ce fait, les planètes telluriques n’ont eu, pour se former, que les matériaux réfractaires, alors que les géantes ont eu tous les matériaux de la nébuleuse primitive, avec enrichissement en volatils.

Les planètes géantes possèdent sans doute un noyau rocheux, autour duquel les gaz se sont accrétés. Pour cela, il fallait que la gravité du noyau soit importante, donc qu’il soit construit. Or la densité du disque protoplanétaire diminue avec l’éloignement croissant au Soleil, son maximum étant à la distance de Jupiter à peu près. Donc, dans la région de Jupiter, il y avait beaucoup de matériaux, et le noyau s’est constitué très rapidement, dans un temps de l’ordre du million d’années. Le noyau de Jupiter, une fois constitué, a commencé à récupérer les gaz de la nébuleuse. Plus il en capturait, plus sa masse, donc aussi sa gravité, augmentait. Il a donc rapidement fait le ménage dans sa région. L’atmosphère de Jupiter représente 97 % de sa masse totale. Ceci justifie pleinement l’appellation de planète gazeuse.

A la distance de Saturne, la densité un peu plus faible a nécessité 2 millions d’années pour agglutiner toutes les poussières et former le noyau. Il restait moins de matériaux, parce qu’il y en avait moins au départ (densité plus faible) et parce que Jupiter avait eu le temps d’en prélever. L’atmosphère représente 90 % de la masse.

Pour Uranus et Neptune, le temps a été encore plus long, de l’ordre de 10 millions d’années, dans une nébuleuse encore moins riche. L’atmosphère ne représente plus que 40 à 30 % de la masse.

Ce scénario explique :

• que les planètes internes soient rocheuses, avec éventuellement une atmosphère très légère et non primitive ;
• que les géantes aient une atmosphère extrêmement lourde, d’autant plus qu’elles sont moins éloignées du Soleil, et de composition analogue à celle de la nébuleuse ;
• que ces atmosphères aient une composition proche de celle de la nébuleuse qui a donné naissance au système solaire.

Formation des atmosphères

Les atmosphères planétaires se forment par divers mécanismes :

• la capture gravitationnelle des gaz de la nébuleuse (valables pour les géantes) ;
• les impacts météoritiques ou cométaires (géantes et telluriques) ;
• le dégazage volcanique (telluriques, négligeable pour les géantes) ;
• sputtering (telluriques sans atmosphère stable).

Ces mécanismes n’ont pas la même importance selon les planètes, et dépendent du temps.

La capture gravitationnelle ne peut être efficace que si le noyau rocheux, constitué par accrétion des poussières, est suffisamment massif pour exercer une force importante, et s’il reste beaucoup de gaz dans la nébuleuse. Pour les planètes telluriques, la masse est un peu faible, mais surtout il n’y a pas de volatils à accréter. Donc elles n’ont pas pu se constituer une atmosphère de cette façon.

Les 4 planètes géantes satisfont ces 2 conditions, et peuvent capturer le reste de la nébuleuse : rapidement pour Jupiter dont le noyau s’est constitué très vite, et possède une grande masse, un peu moins vite pour Saturne dont le noyau est un peu moins massif, et qui s’est formée dans une nébuleuse un peu moins dense, encore moins pour les deux dernière planètes géantes.

Les impacts météoritiques apportent des éléments volatils, surtout lorsque l’impacteur est une comète (cas fréquent dans les débuts du système solaire). Mais là encore, il faut que le noyau ait déjà une masse assez importante pour conserver ces éléments. Toutefois, ils sont livrés à domicile, il suffit de les garder, et non pas d’aller les chercher comme dans le cas précédent ; aussi, les planètes telluriques ont été assez massives pour les conserver.

Le sputtering (anglais to sputter, piétiner) est l’altération superficielle des roches par l’impact des micrométéorites et par les atomes du vent solaire. Ces chocs arrachent des atomes aux roches, atomes qui vont constituer une atmosphère si la gravité les retient.

Nous verrons le dégazage après avoir considéré le chauffage des planètes.

Bilan de chaleur d’une planète

Une planète gagne, perd ou conserve de la chaleur par divers mécanismes.

Les gains proviennent :

• des chocs des impacteurs,
• de la radioactivité,
• et de la contraction gravitationnelle.

Les impacts sont fréquents pendant la formation du système solaire. Les poussières se sont agglomérées en petits cailloux, qui se sont ensuite collés pour en former de plus gros. Au fil du temps, les corps augmentent de taille et de masse. Les plus massifs, ceux qui ont réussi à se former le plus vite, ont une masse plus grande que les autres, et attirent davantage les petits objets qu’ils croisent. Lors d’un impact, le choc dégage l’énergie cinétique correspondant à la vitesse de l’objet impacteur par rapport à l’objet impacté. Cette énergie est énorme (elle est proportionnelle au carré de la vitesse), et entraîne un chauffage rapide des objets les plus gros.

La radioactivité est la désintégration d’un noyau lourd en noyaux plus légers. Cette brisure s’accompagne d’un violent dégagement de chaleur, qui est exploité dans nos centrales nucléaires. La chaleur ainsi produite à l’intérieur d’une planète s’y trouve piégée assez durablement. La température de la planète augmente donc par accumulation de chaleur. En particulier, le nuage contenait de l’aluminium 26, de période 716.000 ans, qui libère rapidement beaucoup de chaleur. L’uranium, présent aussi, a une période beaucoup plus longue, et entretient la chaleur centrale, sans trop participer au chauffage initial.

La contraction gravitationnelle est de même nature que l’énergie dégagée par les impacts, elle est gravitationnelle. Mais la différence est que dans la contraction il n’y a pas de choc, mais un lent rétrécissement de l’astre. C’est ce mécanisme qui explique le rayonnement des étoiles T Tauri.

Les impacts, la radioactivité et la contraction gravitationnelle produisent de la chaleur dans la masse de la planète, donc la chaleur accumulée est proportionnelle au volume :

la production de chaleur est proportionnelle au cube du rayon R³

Les pertes de chaleur se produisent par rayonnement dans l’espace, éventuellement limité par effet de serre s’il y a une atmosphère. Donc, ces pertes sont proportionnelles à la surface de la planète :

la perte de chaleur est proportionnelle à R²

L’échauffement est proportionnel au rapport des gains sur les pertes :

échauffement proportionnel à gains / pertes proportionnel à R³ / R² = R

L’échauffement est donc proportionnel au rayon. La conclusion est que plus un planétésimal est gros, plus il s’échauffe. On comprend que l’activité géologique, entretenue par la chaleur, est donc possible pour des corps de masse (donc de diamètre) suffisante. De même, la forme ronde est favorisée par la phase liquide.

Différenciation

Le chauffage ainsi obtenu a porté les planètes telluriques à une température de l’ordre de 1.200 ℃. Les silicates et métaux qui les constituent sont liquides dans ces conditions. Aussi, les métaux (essentiellement fer et nickel), éléments les plus lourds, tombent vers le centre où ils vont constituer le noyau. Les éléments les plus légers (silicates d’aluminium et volatils), montent vers la surface, sous la poussée d’Archimède. C’est la différenciation. C’est ainsi que se constitue la croûte de la planète. Les silicates de magnésium, de densité intermédiaire, sont restés entre les deux, et ont constitué le manteau.

Les météorites attestent ce scénario d’évolution des planètes. On trouve divers types de météorites :

• les sidérites, constituées de fer presque pur, avec un peu de nickel ; elles proviennent du noyau d’une planète différenciée détruite par un impact géant.
• les sidérolithes, formées d’un mélange de fer-nickel pris dans une matrice de silicates ; elles proviennent du manteau.
• enfin, les achondrites sont des cailloux, provenant de la croûte d’une planète détruite.

Après leur formation et leur différenciation, les planètes ont commencé à se refroidir. Tout naturellement, c’est la surface qui se refroidit en premier, et se solidifie. En dessous, la matière reste liquide, et continue d’être affectée par des mouvements de convection. La lave qui monte ainsi sous la croûte la réchauffe et parvient à la percer. C’est un volcan qui se forme. La lave qui émerge entraîne des gaz, qui se dégagent et forment une atmosphère. Pour cela, il faut un volcanisme très intense, mais cette condition est évidemment remplie juste après la formation de la planète, puisque tous les éléments étaient bien mélangés dans la nébuleuse. La phase de différenciation fait le tri, et une grande partie des éléments légers doit être ainsi émise. Il y a largement de quoi constituer une atmosphère épaisse, dont la pression atteint 100 bars, 100 fois la pression atmosphérique actuelle de la Terre.

La composition de cette atmosphère est très différente de celle de la nébuleuse. Le constituant majeur est le dioxyde de carbone CO₂, suivi par la vapeur d’eau, l’azote et certains composés soufrés.

Les 4 planètes telluriques ayant une composition et des conditions physiques (température) semblables, se sont constitué des atmosphères très proches en composition et de pression du même ordre. Leur situation actuelle dépend d’autres paramètres.

En particulier, la proportion du gaz carbonique par rapport à l’azote était de 96 pour 3 :

Cette proportion initiale est un marqueur d’évolution qui sera très utile par la suite. Elle s’explique par la formation des 4 planètes telluriques dans la même nébuleuse.

La différenciation se produit pour tous les noyaux planétaires, autant pour les géantes que pour les telluriques. Mais près du Soleil, il ne reste plus de volatils à capturer, alors qu’au loin (dans la région de Jupiter et au-delà), hydrogène et hélium sont présents en masse. Les jeunes planètes rocheuses qui circulent dans ce milieu ont une masse suffisante pour attirer et conserver même les éléments les plus légers. Nous verrons des explications sur ce sujet un peu plus loin. Les 4 géantes ont fait le ménage autour d’elles, et toute la nébuleuse se retrouve dans leurs atmosphères. Les volatils provenant du dégazage ne représentent qu’une toute petite fraction de cette atmosphère, dont la composition est donc très proche de celle de la nébuleuse primitive :

Stabilité d’une atmosphère

Les planètes à peine formées ont donc une atmosphère. Vont-elles la conserver ? C’est le problème de la stabilité d’une atmosphère, qu’il est facile de résoudre en considérant deux arguments : la chaleur et la gravité.

Chaleur. La température d’une atmosphère planétaire est déterminée par le bilan de la chaleur solaire absorbée, de la chaleur propre de la planète éventuellement, de l’effet de serre, et du rayonnement dans l’espace. Chaque planète présente ses caractéristiques propres, qu’il faut étudier particulièrement. Considérons ici la température résultante.

Plus l’atmosphère est chaude, plus la vitesse des atomes qui la composent est grande.

On définit une vitesse thermique v_t, qui est la vitesse moyenne d’agitation des atomes dans un gaz chaud.

L’énergie thermique des particules (E_t = 3/2 kT) provient de la chaleur (mesurée par la température T). Elle se transforme en énergie cinétique (E_c = 1/2 mv²), communiquant à la particule la vitesse v. L’égalité de ces énergies (E_t = E_c) permet de calculer la vitesse thermique des particules :

k est la constante de Boltzman, m la masse de la particule, T la température absolue du gaz.

On remarque que plus la température est élevée, plus la vitesse moyenne des particules augmente. Si la température est multipliée par 4, la vitesse moyenne des particules est multipliée par 2. Par contre, plus la masse d’une particule est élevée, plus faible sera sa vitesse (à température égale) ; la masse produit une inertie qui s’oppose à l’accélération de la particule. Donc, les gaz légers (hydrogène d’abord, hélium ensuite), se déplaceront à une vitesse importante, les gaz lourds iront nettement moins vite.

Gravité. La gravité dépend essentiellement de la masse de la planète. Elle est aussi fonction de son rayon, mais ce facteur est secondaire. C’est elle qui retient un atome, l’empêchant de s’évader dans l’espace. On nomme vitesse de libération la vitesse minimale qu’il faut donner à un objet par rapport à une planète pour qu’il puisse lui échapper totalement. Une fusée qui atteint 11,2 km/s quitte la Terre. C’est cette vitesse qu’il faut absolument atteindre lorsqu’on veut envoyer une sonde dans le système solaire.

Plus la gravité est forte, plus la vitesse de libération est grande.

Un atome est lié à sa planète tant que sa vitesse est inférieure à la vitesse de libération v_l :

G est la constante de la Gravitation universelle ; M et R sont la masse et le rayon de la planète.

Evasion

Un atome de l’atmosphère est accéléré par la chaleur, et retenu par la gravité. Si la vitesse que la chaleur lui communique est supérieure à la vitesse de libération, il pourra quitter définitivement la planète. Encore faut-il pour cela qu’il ne subisse pas de collisions qui lui retireraient son énergie. Ce phénomène ne se passe donc que dans la haute atmosphère d’une planète, là où la densité est de toutes façons très faible.

Il suffit d’écrire que cette condition v_t > v_l est vérifiée pour savoir si une atmosphère est stable, et pour quels atomes ou molécules :

De l’inégalité de droite on tire la contrainte sur T pour une masse donnée :

Pour une planète donnée, le terme 2 G M / 3 k R = α est une constante. La condition d’évasion s’écrit donc T > T_e = α m. La température d’évasion T_e est donc proportionnelle à la masse de la molécule : les plus légères ont la température d’évasion la plus basse, et sont les plus susceptibles de quitter la planète.

Ce phénomène est nommé évasion de l’atmosphère.

Dans la formule précédente, M et R caractérisent la planète. La température T dépend essentiellement de sa distance au Soleil. De la relation, on peut tirer la masse d’une particule susceptible de s’évader, selon la planète et sa distance au Soleil :

Les particules dont la masse est plus petite que cette valeur s’échappent.

Le tableau ci-dessous montre la masse des particules pour les huit planètes :

m est la masse minimale d’une particule, en kilogrammes, pour qu’elle reste liée à la planète. Les particules de masse plus petite s’échappent.

Cette valeur n’ayant pas de sens pratique, rapportons-la à la masse du proton (mp = 1,672623 10^-27 kg) ; c’est le résultat donné dans la troisième ligne. Si la valeur est inférieure à 1, la particule est plus légère que le proton. Mais aucun noyau atomique n’est plus léger, puisque l’hydrogène comporte un unique proton. Pour tous les atomes, le rapport est plus grand que 1.

Le calcul ainsi fait montre qu’aucun atome ne peut s’échapper des planètes ! Mais il faut interpréter le résultat correctement. Nous avons fait le calcul avec la vitesse moyenne d’agitation des particules. Or la théorie cinétique des gaz montre qu’effectivement, la température moyenne des particules est celle indiquée. Mais dans un gaz, elle ne se déplacent pas toutes à la même vitesse. Certaines vont bien moins vite, d’autres beaucoup plus.

Si on considère les particules se déplaçant dix fois plus vite que la moyenne, elles seront moins nombreuses. Mais il y en a. Une vitesse 10 fois supérieure induit une masse minimale 10 fois plus élevée, donc multiplie également le rapport par 10. Pour Mercure, on obtient 6 fois la masse du proton, montrant que les atomes légers ont donc tout à fait la vitesse suffisante pour s’échapper. Bien sûr, le raisonnement fait ici est qualitatif. Une analyse précise permet de connaître la proportion d’atomes ayant une vitesse 10 fois supérieure à la vitesse moyenne, et d’en déduire le temps d’évasion de l’atmosphère.

Pour la Terre, 10 fois plus rapide ne suffit pas. Seuls les noyaux d’hydrogène 17 fois plus rapides s’échappent. Comme ils sont rares, il s’en échappe peu à chaque seconde, et le temps d’évasion est très élevé.

Mercure et la Lune n’ont pas d’atmosphère permanente. La température d’une éventuelle atmosphère est plus élevée que la température d’évasion, même pour des gaz lourds.

Vénus est assez massive pour retenir la quasi-totalité de son atmosphère primitive.

L’atmosphère de Mars est très légère, elle s’est presque totalement évadée.

Les satellites n’en ont pas non plus, sauf Titan, Triton et à une moindre mesure Io.

Par contre, les atmosphères des planètes géantes sont très stables, celles-ci étant capable de retenir même l’hydrogène. Pour cela, leur grande masse s’allie à une température très basse…

Divisions de l’atmosphère

On distingue différentes couches dans une atmosphère, depuis le sol jusqu’à l’espace. Mais pour les séparer, il faut un critère. Or il en existe plusieurs. Les deux principaux sont la composition chimique et la température. Pour la Terre, on distingue :

• par composition : les gaz constituant une atmosphère se mélangent par convection, jusqu’à une altitude où les molécules sont trop peu nombreuses pour s’influencer. La couche basse est nommée homosphère, la haute hétérosphère. La limite entre les deux est la turbopause, ou homopause. Sa base se trouve vers 80 km, et son épaisseur est de 15 à 20 km. Dans la turbopause, la convection qui mélange les gaz est décroissante, et devient nulle dans sa partie supérieure. Dans l’hétérosphère, il n’y a plus de mélange parce que les atomes ou molécules n’ont qu’une probabilité très faible d’en heurter un(une) autre, ce qui assurerait un mélange. Les atomes se séparent donc par poids décroissant avec l’altitude. On trouve N₂ (azote moléculaire) dans la partie basse de l’hétérosphère, puis O (l’oxygène atomique, les molécules O₂ ayant été brisées par photoionisation), puis He et enfin H. La base de l’hétérosphère se situe vers 100 ou 80 km, selon qu’on lui inclut la turbopause ou non.
• par température : les variations de température avec l’altitude sont complexes. Au niveau du sol, le chauffage est assuré par la surface, elle-même chauffée par le soleil (absorption du visible, émission d’IR). Donc, plus on s’élève, plus la température baisse. Cette couche basse se nomme troposphère. Plus haut, le rayonnement solaire est absorbé en partie par certains constituants de l’atmosphère (l’ozone, par exemple, absorbe de 200 à 300 nm), qu’il chauffe. L’ozone y est produit en permanence par la photodissociation de l’oxygène par le rayonnement solaire. La température recommence à croître. C’est la stratosphère. La zone de transition entre troposphère et stratosphère se nomme tropopause. Plus haut encore (au-dessus de la stratosphère), ces constituants se raréfient, et l’absorption diminue, entraînant une nouvelle baisse de la température.
  C’est la mésosphère, séparée de la stratosphère par la stratopause (50 km d’altitude). Enfin, à haute altitude, de nouveaux composants (oxygène et azote) absorbent l’UV lointain, produisant un chauffage très efficace sur un air raréfié. Cette couche est la thermosphère qui commence à la mésopause (vers 90 km d’altitude). Les rayonnements UV étant énergétiques, les atomes sont ionisés et réfléchissent les ondes radio (ionosphère).

Stratification de l’atmosphère terrestre

La troposphère est convective, la stratosphère radiative.

La pression atmosphérique moyenne sur Terre est de 1.013 mb. Elle varie entre 950 et 1.050 mb.

Evolution

L’évolution des atmosphères est très complexe, et dépend de nombreux paramètres. Rapellons d’abord que le jeune Soleil au moment de la formation des atmosphères planétaires, était à peu près 20 % moins brillant qu’aujourd’hui. Depuis, sa brillance n’a cessé d’augmenter, bien que très lentement, et donc aussi la chaleur dispensée aux planètes.

Mécanismes d’évolution

On connait quelques mécanismes d’évolution des atmosphères planétaires. On les classe en deux catégories, selon que la nature chimique du gaz concerné influe sur son sort ou pas. Si l’évolution dépend de l’élément chimique considéré, on parlera d’évolution chimique, sinon il s’agira d’une évolution physique.

• échappement gravitationnel (mesuré par le rapport D/H) ;
• mécanismes dynamiques (flux solaire) ;
• changements de phase (vapeur, eau, glace) ;
• interactions avec l’extérieur ;
• interactions avec l’intérieur.

L’échappement gravitationnel est un mécanisme d’évolution radical de l’atmosphère : il conduit à sa perte.

Evolution des atmosphères telluriques

Aujourd’hui, les atmosphères des planètes telluriques sont très différentes de ce qu’elles étaient à l’origine, mais aussi très différentes entre elles. Elles ont donc évolué, mais pas de la même manière. Voilà ce qu’il faut expliquer maintenant.

Mercure est très proche du Soleil - donc très chaude, et petite - donc de faible gravité. Pour retenir une atmosphère, il faut une forte gravité, et/ou une température basse (faible agitation thermique). Mercure a perdu très rapidement l’atmosphère qu’elle s’était constituée par dégazage. Elle possède une très faible atmosphère, formée par sputtering. Cette atmosphère est dite transitoire car les atomes qui la constituent ne peuvent pas être liés durablement à la planète : le vent solaire les entraîne si l’agitation thermique ne les a pas déjà expédiés au loin. Mais les micrométéorites et le vent solaire arrachent en permanence de nouveaux atomes à la surface, qui renouvellent donc cette faible atmosphère. La pression n’est que de l’ordre du millionième de bar…

Mercure étant passée, il reste les trois autres planètes telluriques, pour lesquelles on va d’abord considérer deux paramètres dans leurs valeurs actuelles : la proportion de gaz carbonique et d’azote, et la pression. Le tabeau ci-dessous les donne :

Nous avons dit plus haut que la pression initiale était de l’ordre de 100 bars. On voit donc d’abord que Vénus a conservé la quantité de gaz qu’elle a eu au départ, alors que la Terre n’en a gardé que le centième, et Mars le millionième. Ces deux dernières planètes ont perdu l’essentiel de leur atmosphère, mais par quel mécanisme ?

Le second paramètre donne la proportion gaz carbonique/azote. Elle était initialement de 96/3, donc là encore rien n’a changé pour Vénus, mais pas davantage pour Mars. C’est la Terre qui se distingue. Mais on remarque que pour la Terre, sur 99 parties de gaz (96 + 3), donnant une pression initiale de l’ordre de 100 bars, la pression partielle d’azote était de 3/96 ≈ 3 % ; c’est de l’ordre de la pression que nous avons aujourd’hui. Le CO₂ a donc disparu, et les 3 parts d’azote qu’il reste expliquent en grande partie la pression actuelle. Donc, l’azote est resté, le gaz carbonique a disparu. Il s’agit d’une évolution chimique, qui distingue les gaz selon leurs propriétés chimiques. Par contre, sur Mars la proportion est conservée, donc azote et gaz carbonique ont été éliminés également. Le mécanisme qui en est responsable ne distingue pas selon les propriétés chimiques, c’est un mécanisme physique.

Vénus est assez massive, et assez loin du Soleil, pour retenir son atmosphère. Celle-ci contenait aussi de la vapeur d’eau. Mais la température de Vénus n’a jamais été assez basse pour que l’eau condense, et Vénus n’a jamais eu d’océans. De ce fait, le gaz carbonique et la vapeur d’eau ont persisté dans l’atmosphère. La température y était déterminée par l’effet de serre, produit par ces deux gaz. Et le Soleil augmentant sa brillance, l’effet de serre s’est emballé, atteignant les températures actuelles. La vapeur d’eau, dans la haute atmosphère, a été dissociée par les rayons UV du Soleil, et l’hydrogène, trop léger, s’est échappé de manière irréversible. Ceci explique l’assèchement de Vénus, et ses conditions physiques actuelles. Si Vénus avait été un peu moins chaude, son destin aurait été sans doute très différent !

La Terre a la même masse que Vénus (légèrement plus), et se trouve encore un peu plus loin du Soleil. Sa température est donc un peu plus basse, et la stabilité de l’atmosphère est garantie un peu mieux que pour Vénus. Où est passé le gaz carbonique ? La température de la Terre était suffisamment basse au début de son histoire pour que l’eau finisse par se condenser et forme des océans. L’eau provenait du dégazage, et des comètes : or le rapport HDO / H₂O (eau lourde / eau ordinaire) est moitié de celui observé dans les comètes, donc au plus la moitié de l’eau terrestre peut venir de cette source. Dans ces océans, le gaz carbonique a pu se dissoudre, et la vie est apparue, environ un milliard d’années après la formation de la Terre. Cette vie primitive était constituée d’algues, dites algues bleues, ou cyanophycées, à cause de leur couleur, qui était donnée par un pigment assurant la photosynthèse. On les nomme aussi cyanobactéries, ce qui montre que leur simplicité pose un problème pour les rattacher au règne animal ou végétal. Absorbant le gaz carbonique, dont elle détruisaient la molécule, elles retenaient le carbone pour produire des sucres, et une sorte de squelette calcaire, et rejettaient l’oxygène. Elles ont produit les stromatolithes (calcaire). Elles ont ainsi progressivement détruit le gaz carbonique pour former les carbonates de nos collines (qui sont l’atmosphère primitive fossile), et rejeté de l’oxygène, qui a peu à peu pollué l’atmosphère. Dans la stratosphère, l’oxygène a donné de l’ozone, qui a arrêté les UV solaires, permettant à la vie de sortir de l’eau. L’atmosphère est aujourd’hui constituée de 77 % d’azote et de 21 % d’oxygène. Sur Terre, ce n’est pas l’azote qui est apparu, c’est le gaz carbonique présent avec lui qui a disparu, piégé dans les carbonates. Si on calcinait les carbonates, on retrouverait une masse de CO₂ suffisante pour reconstituer les proportions 96 / 3. La disparition progressive du CO₂ (baisse de l’effet de serre), et l’accroîssement tout aussi progressif de l’éclat du Soleil (augmentant la chaleur disponible), ont assuré à la Terre des conditions climatiques étonnament stables sur une période de 3 milliards d’années, qui ont permi le maintien de la vie.

Mars, encore un peu plus loin, mais surtout plus petite, n’a pas pu retenir une atmosphère importante. La vitesse de libération est à peine plus élevée que sur Mercure : 4,25 km/s pour cette dernière, 5,02 pour Mars. C’est l’éloignement au Soleil qui a permi à Mars de conserver encore un peu de gaz. L’eau y a été présente, et la température assez élevée grâce à l’effet de serre pour qu’elle soit liquide. Il y a peut-être eu des lacs, des mers, voire des océans sur Mars. Mais à mesure que l’éclat du Soleil augmentait, la quantité de gaz carbonique étant constante, l’effet de serre augmentait aussi et provoquait une élévation de la température. C’est sans doute ce qui a provoqué l’évasion de l’atmosphère. La pression diminuant, l’eau ne pouvait plus se trouver sous forme liquide. Seules la vapeur et la glace étaient stables. Et ainsi, une grande partie de l’eau présente dans l’atmosphère a progressivement rejoint le sol sous forme de glace, constituant un pergélisol. Le reste s’est probablement photodissociée dans la haute atmosphère (perte de l’hydrogène, trop léger). Les recherches actuelles faites par les sondes Mars Express ou Phoenix ont trouvé de la glace dans le sous-sol (Mars Express), ou directement aux abords de la calotte polaire nord (Phoenix). La vapeur d’eau présente à l’origine dans l’atmosphère s’est trouvée piégée sous forme de glace dans le sol. Le piégeage, dans ce cas, s’est fait par changement de phase. La composition de l’atmosphère est assez semblable à celle de Vénus, bien que la pression soit 10.000 fois moins forte : 96 % de CO₂ pour 3 % N₂.

Les conditions actuelles de température et de pression permettent au gaz carbonique d’être à l’état gazeux en général. Mais près des pôles, lorsque vient l’hiver, la température tombe assez pour que la glace carbonique soit stable. On ignore encore si le gaz carbonique se gèle au contact du sol froid, ou s’il tombe de la neige carbonique. Mais il est sûr qu’une fraction importante (20 %) du gaz atmosphérique se condense sur la calotte polaire qui se trouve en hiver. Une telle mobilisation de gaz entraîne obligatoirement une baisse significative de la pression atmosphérique. Lorsque le printemps revient, la glace carbonique se sublime, la pression augmente au-dessus du pôle concerné. Ceci produit des vents violents qui vont équilibrer les pressions, en propageant ce gaz vers le pôle opposé. Ces vents pourraient être à l’origine des grandes tempêtes de poussières régionales ou même globales, qu’on observe certaines années au printemps sur Mars. La sonde Phoenix, qui s’est posée près de la calotte polaire nord, à l’automne, a observé des flocons de neige, qui tombaient sans toutefois atteindre le sol : ils se sublimaient avant d’y parvenir. Peut-être atteignent-ils le sol lorsque la température est plus basse au cœur de l’hiver.

Compléments sur la Terre

C’est bien sûr la mieux connues de toutes les planètes !

Lorsque la Vie a commencé à détruire le gaz carbonique et à produire de l’oxygène libre, dans les océans (la Vie ne pouvait pas exister au sec à cause du rayonnement UV du Soleil qui l’aurait détruit), l’oxygène était en solution dans l’eau.

Or celle-ci contenait des ions fer en abondance, car le fer est un élément très courant dans la nature. Le fer s’est donc oxydé, et a fixé l’oxygène produit. Tant qu’il y a eu du fer en solution, la production d’oxygène a été neutralisée. Le résultat se voit aujourd’hui dans les gisements de fer rubanné qui servent à la sidérurgie.

Lorsqu’enfin le fer a été épuisé, l’oxygène a saturé l’eau des océans, puis s’est dégagé dans l’atmosphère. On peut dire ainsi que c’était un polluant, puisqu’il venait modifier la constitution de l’atmosphère. Tant que sa concentration est restée faible, il ne s’est rien passé de particulier, les changements n’étaient que secondaires. Mais petit à petit, les UV du Soleil ont commencé à dissocier les molécules de dioxygène. Or un atome d’oxygène ne peut guère rester isolé, car il est très réactif. Il se combine donc avec une molécule O₂ pour former une molécule O₃, l’ozone. Et l’ozone commence à absorber les UV du Soleil, qui se trouvent arrêtés avant d’arriver au sol. A partir de ce moment, la Vie a pu quitter les océans pour coloniser la terre ferme. Et la photosynthèse a eu davantage de possibilités pour produire de l’oxygène. La Vie a donc modifié de façon durable notre atmosphère. Mais la Vie du début était évidemment anaérobie, puisqu’elle s’est installé dans un milieu sans oxygène, réducteur. Maintenant, les bactéries anaérobies sont obligées de se cantonner dans quelques milieux protégés de l’oxygène.

Outre la présence d’oxygène, la Terre a une particularité importante, qui ne se rencontre pas partout. La température moyenne est telle, que l’eau peut y exister sous trois phases différentes, solide (glace), liquide, et vapeur.

Lac Blanc, Chamonix photo J. Gispert

Cette photo montre le Lac Blanc au-dessus de Chamonix. On voit le lac lui-même constitué d’eau liquide ; on voit autour de la neige, constituée de cristaux de glace ; et enfin on voit des nuages formés de gouttelettes d’eau en suspension dans l’atmosphère. Bien sûr, le brouillard n’est pas de la vapeur d’eau, car celle-ci ne se voit pas. Mais c’est parce que la vapeur sature l’air que les gouttelettes peuvent se condenser pour former brouillard et nuages. On a donc sur cette photo les trois phases de l’eau simultanément.

On dit pour cela que la Terre se trouve au point triple de l’eau. Cette caractéristique était unique il y a quelques années encore, jusqu’à ce qu’on découvre un autre corps du système solaire qui est au point triple, mais d’un autre élément. Ceci est une autre histoire, dont on discutera plus tard.

La loi des gaz parfaits, qui s’applique à l’atmosphère terrestre, indique sous quelle phase se trouve la molécule d’eau selon la température et la pression :

Ce diagramme a été établi pour de l’eau pure. Or l’eau que l’on trouve sur Terre ne l’est pas, elle contient toujours des sels en solution. Ce qui change un peu ses propriétés. Mais on voit sur le schéma que les trois phases, solide, liquide et vapeur, coexistent vers 0° C sous une pression un peu plus faible que la pression normale.

Stabilité thermique

Après sa formation, le Soleil était un peu moins brillant qu’aujourd’hui, de quelques 30 %. Or l’atmosphère primitive de la Terre contenait énormément de gaz carbonique, produisant un monstreux effet de serre. En fait, c’est grâce à lui que l’eau a été liquide sur Terre ; sinon, elle aurait été entièrement gelée, et la Vie n’aurait pas pu apparaître…

Puis, le gaz carbonique a commencé à disparaître de l’atmosphère, éliminé par la Vie ; l’effet de serre diminuait. En même temps, l’éclat du Soleil augmentait, et il chauffait la Terre de plus en plus. L’un compensant l’autre, la température à la surface de la Terre est restée remarquablement constante au cours des 4 derniers milliards d’années. Ce qui était particulièrement favorable pour le maintient de la Vie… Curieusement, la Vie a créé les conditions qui lui ont permi de perdurer !

Résumé de l’évolution pour les 4 planètes telluriques :

Atmosphères des géantes

La composition des atmosphères des planètes géantes a été obtenue par analyse spectrale. Dans le cas de Jupiter, un petit module a été expédié dans l’atmosphère à des fins d’analyse chimique et thermique, mais par malheur, ou par chance, il est tombé juste dans une zone chaude… Par malheur, parce que cette zone n’est pas représentative de l’ensemble de l’atmosphère, mais par chance parce que s’il avait fallu viser ce point, on n’y serait sans doute pas parvenu…

Jupiter s’est constitué une atmosphère primitive par capture de la nébuleuse solaire. Donc avec la composition de celle-ci  : 75 % hydrogène, 24 % hélium. Tout le reste étant à l’état de traces : oxygène (5 10^-4), carbone (3 10^-4), azote (10^-4), gaz rares (Ar, Ne, Xe).

Des réactions d’équilibre se produisent :

CH₄, H₂O et NH₃ (en rouge) se forment préférentiellement à faible température ou à forte pression, conditions qui correspondent bien à l’atmosphère de Jupiter.

A température plus élevée, une autre réaction d’équilibre se produit : CO + H₂O ↔ CO₂ + H₂.

On s’attend à trouver le carbone et l’azote sous la forme méthane et ammoniac, comme le confirme l’observation. L’ammoniac condense en nuages à la température de -123 ℃. Ces données s’appliquent aux trois autres planètes géantes. Les atmosphères des géantes sont donc chimiquement réductrices. Jupiter possède une troposphère (température décroissante, convective) à laquelle succède une stratosphère (la température remonte, radiative).

Ce sera le cas des trois autres géantes. La tropopause se trouve à la pression de 0,1 bar pour toutes les géantes, pression déterminée par la composition identique. L’augmentation de température stratosphèrique est due au chauffage du méthane par le Soleil. La température de la tropopause est de -163 ℃ pour Jupiter. Elle est plus basse pour les autres. La température de la tropopause (minimum) bloque les éléments situés en-dessous, qui ne peuvent la franchir (ils gèlent).

Jupiter est brun-rouge, avec bandes et zones. La complexité de ces apparences vient du fait qu’il existe sur les planètes géantes plusieurs molécules différentes qui constituent des nuages en se condensant, contrairement à notre Terre où seule l’eau joue ce rôle. Ainsi, les planètes montrent en général plusieurs niveaux de nuages de colorations diverses. Les molécules concernées sont l’ammoniac NH₃ au plus haut niveau, NH₄SH (hydrosulfide d’amonium) plus bas, et l’eau H₂O plus bas encore. L’anydride sulfureux H₂S, le méthane CH₄, la phosphine PH₃… sont des constituants mineurs. Les nuages visibles sur Jupiter sont donc essentiellement formés d’ammoniac.

La rotation très rapide de Jupiter (10 heures) induit la structure en bandes. La force de Coriolis produit, avec les ascendances, des cellules de Hadley, responsables des bandes à leur sommet (zones ascendantes, bandes descendantes). Les gaz ascendants se refroidissent, et certaines molécules condensent alors (H₂O et NH₃). Ceci change la coloration : les zones sont nuageuses, les bandes représentent les gaz débarrassés des molécules condensées (sèches), et donc plus claires.

La Grande Tache Rouge est un anticyclone (région de hautes pressions) permanent depuis sa découverte (4 siècles). On pense que c’est une colonne de gaz qui s’élève 200 km au-dessus des nuages environnants. Fort heureusement, aucun cyclone terrestre n’a la vie aussi dure ! Des taches ovales blanches (WOS, White Oval Spots) sont également visibles, mais non permanentes ; il est arrivé récemment d’observer la fusion de deux telles taches.

Enfin, depuis peu, une seconde tache rouge a fait son apparition sur Jupiter. Plus petite et plus pâle, on guette son évolution. Et une troisième encore s’est formée, plus petite et à la même latitude que la Grande Tache Rouge. Le 7 juillet 2008, cette petite tache a été absorbée par la Grande. Il se passe donc beaucoup de choses dans l’atmosphère de Jupiter. Depuis la première observation télescopique, une seule tache rouge était connue. La coloration venant de diverses substances chimiques dont la formation dépend des conditions de température, de pression, et de la convection résultante, ces phénomènes sont des marqueurs de l’activité de l’atmosphère.

Jupiter possède une magnétosphère très importante, car son champ magnétique est très fort (10 fois le champ terrestre, produit par le noyau d’hydrogène métallique en rotation rapide). Elle a été détectée dans le domaine radio (rayonnement synchrotron des électrons solaires). Io est baigné dans cette magnétosphère. Le vent solaire produit, sur cette magnétosphère, des aurores polaires comme sur Terre.

Saturne

De l’ammoniac est sans doute présent, mais condense à une profondeur trop grande pour être observé. La température de la tropopause est de -180 ℃. Saturne présente la même structure en bandes et zones que Jupiter, mais bien plus pâle, sur un fond jaunâtre. La composition de l’atmosphère est semblable.

Titan

Impossible d’oublier Titan, gros satellite de Saturne, qui est maintenant assez bien connu. Titan possède une atmosphère très épaisse, la pression au sol atteignant 1,5 bars, plus élevée que sur Terre. Cette atmosphère est de plus contituée essentiellement d’azote ! Cette caractéristique a fait dire parfois que Titan est une jeune Terre mise au congélateur. Et on y place des espoirs pour comprendre comment la chimie prébiotique pourrait se mettre en place.

Titan a été exploré en détails par deux sondes :

Cassini en orbite autour de Saturne, qui passe périodiquement près de Titan et qui en profite pour faire des études rapprochées. La sonde possède un radar permettant de percer les nuages de Titan pour analyser le sol. Cette analyse a montré des zones lisses, dont la réflectivité radar indique que ce sont des lacs d’hydrocarbure, essentiellement du méthane. Les conditions physiques qui règnent à la surface permettent au méthane de se trouver sous les trois phases solide, liquide et gazeuse : Titan est au point triple du méthane comme la Terre est au point triple de l’eau.

Le module de descente européen Huygens, transporté par Cassini, a pénétré dans l’atmosphère de Titan et s’est posé en douceur sur le sol. On possède maintenant de nombreuses photos du sol du satellite, montrant des montagnes, des rivières, et une plaine très plate (où s’est posé Huygens), qui ressemble au fond d’un lac asséché. Il doit pleuvoir du méthane sur Titan, et il est possible qu’il ait plu la veille de l’arrivée de la sonde.

Uranus

Comme pour les deux précédentes, les composants essentiels sont l’hydrogène et l’hélium. De l’ammoniac est sans doute présent, mais condense à une profondeur trop grande pour être observé. La température de la tropopause est de -220 ℃. Uranus est de couleur uniforme, bleue sur les photos des sondes. Cette coloration est due au méthane qui se trouve en quantités assez importantes. L’axe de rotation d’Uranus est presque dans le plan de son orbite. Il arrive que le soleil soit au zénith… au pôle nord ! C’est le cas actuellement. Les alternances d’éclairement et de nuit (48 ans pour chaque) perturbent l’atmosphère. Mais l’inertie thermique est telle, que la température est pratiquement uniforme sur toute la surface. L’axe magnétique de la planète est incliné de 60° par rapport à son axe de rotation !

Neptune

L’ammoniac doit être présent, mais innobservable comme sur Uranus. La température de la tropopause est de -220 ℃. Neptune est d’un bleu magnifique, avec des cirrus blancs. Le bleu profond de la planète vient du méthane très abondant dans l’atmosphère. Lors du passage de Voyager 2, une Grande Tache Sombre était visible à la surface. Mais un peu plus de six ans après, le télescope spatial ne l’a pas retrouvée. Elle n’avait donc pas la permanence de la Grande Tache Rouge de Jupiter, ce qui accroît encore un peu le mystère de cette dernière. L’axe magnétique de la planète est incliné de 50° par rapport à son axe de rotation !

Evolution des atmosphères des géantes

Les 4 planètes géantes sont plus actives que ce qu’on imaginait il y a quelques années encore. Mais ceci reste bien modeste quand même, si on en juge par la permanence de la Grande Tache Rouge. Ces planètes sont loin du Soleil, dont elles reçoivent peu d’énergie (Jupiter à 5 UA reçoit 25 fois moins d’énergie que la Terre, et Neptune à 30 UA en reçoit 900 fois moins). Elles sont donc froides, et la chimie y est timide. Toutefois, ces planètes produisent de l’énergie interne, dont on ne connaît pas précisément encore l’origine. Elle pourrait être gravitationnelle, produite par une très faible contraction résiduelle de la planète.

Dans ces conditions, leurs atmosphères n’ont pratiquement pas évolué depuis leur formation.

Météorologie planétaire

Si on devait fournir un bulletin météo pour chacune des planètes, il pourrait ressembler à ceci :

Quelques hydrocarbures

Composition

Pour les planètes telluriques, les valeurs sont les pourcentages en masse de chaque molécule.

Pour les géantes, ce sont les rapports à l’hydrogène. De plus, certaines molécules ont une abondance variable avec l’altitude considérée ; une moyenne est donnée ici. Les hydrocarbures sont produits par photodissociation du méthane.

L’abondance de CO sur Neptune est une surprise ! Elle est mille fois supérieure à ce que prévoient les modèles, d’où, sans doute, une origine interne.

La présence de vapeur d’eau dans les stratosphères des géantes est surprenante aussi. Il y a de l’eau plus bas, mais elle ne peut franchir la barrière du froid de la tropopause. Son origine est à rechercher dans les satellites glacés, ou des météorites mixtes (glaces et silicates).

Le volcanisme de Io a éliminé les glaces H₂O et CO₂ ⇒ densité plus forte que les autres satellites galliléens (3,4 g cm^-3 contre 1,9 pour Ganymède et Callisto)..

Les particules chargées de la magnétosphère jovienne arrachent des atomes de Na, S, O, H, K… à la surface. Ces atomes forment un tore qui entoure l’orbite de Io.

Titan

Le méthane de Titan est photodissocié en permanence ; comment peut-il en rester ? Existe-t-il un cycle du méthane analogue du cycle de l’eau sur Terre ? L’atmosphère de Titan présente une troposphère, une stratosphère et une thermosphère. L’évolution de la température en fonction de l’altitude est semblable à celle de la Terre. Le chauffage stratosphérique est dû aux rayons UV absorbés par le méthane et les aérosols. L’azote pourrait provenir de la photochimie de NH₂.

Triton

Triton circule sur une orbite rétrograde, ce qui suggère une capture par Neptune. Son atmosphère ne comprend pas de stratosphère, on passe directement de la troposphère à la thermosphère. L’absence de stratosphère s’explique par la faible abondance du méthane, qui ne peut absorber l’énergie solaire. La surface montre N₂, CH₄, CO₂, CO. Saisons fortement marquées,donnant des phénomènes atmosphériques semblables à ceux de Mars, en remplaçant les rôles de CO et CO₂ par N₂ et CH₄.

Pluton

Pluton circule sur une orbite très excentrique, qui entraîne des variations de flux solaire de 30 %. A l’aphélie, l’atmosphère gèle. Elle n’est présente qu’au voisinage du périhélie.

L’échelle de hauteur est la distance verticale sur laquelle la pression est divisée par 2,7. Plus l’échelle de hauteur est petite, plus l’atmosphère est tassée près du sol. Sur Terre, elle est de 8 km. Au niveau de la mer, la pression est de l’ordre de 1.000 mbars. A 8.000 m d’altitude (altitude de l’Everest) la pression n’est plus que de 330 mb, et à 16.000 m, elle est de 137 mb. A 24.000 m elle vaut 50 mb seulement. La pression baisse de 1 mb tous les 10 m au niveau de la mer, de 1 mb tous les 30 m à 10.000 m d’altitude.

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