cours Masters Planétologie - Unitheque.com · planétologie Cours et exercices corrigés géologie des planètes et des satellites christophe sotin olivier grasset gabriel tobie

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Planétologiegéologie des planètes

et des satellitesPréface de Pierre Encrenaz

Christophe SotinOlivier Grasset

Gabriel Tobie

Masters

Cours et exercices corrigésplanétologiegéologie des planètes et des satellites

christophe sotinolivier grassetgabriel tobie

cet ouvrage s’adresse principalement aux étudiants de masters en sciences de la terre et de l’univers, il intéressera également les candidats au capes et à l’agrégation de svt.dès les premières images des sondes spatiales, il y a plus d’une quarantaine d’années, est apparue une nouvelle discipline scientifique, la planétologie. depuis, chaque mission spatiale apporte des données nouvelles sur les planètes du système solaire. les résultats obtenus récemment par les sondes Galileo, Mars Global Surveyor, Mars Odyssey, Spirit, Opportunity, Mars Express, Vénus Express, Cassini-Huygens permettent de développer des modèles d’évolution de chaque planète et de les comparer avec ceux décrivant l’évolution de la terre. les observations de la morphologie des surfaces des planètes et les contraintes sur leur structure interne sont étudiées dans cet ouvrage. elles permettent de mieux comprendre la spécificité de la terre et d’appréhender les conditions qui ont permis à la vie de s’y développer. ce cours abondamment illustré et enrichi d’un encart en couleurs établit les bases des connaissances les plus récentes sur les planètes et les satellites du système solaire. des exercices corrigés complètent le cours.

christophe sotin

est professeur au laboratoire de planétologie et géodynamique de l’université de nantes (lpgn) en détachement au Jet propulsion laboratory (nasa).

olivier grasset

est professeur au lpgn.

gaBriel toBie

est chargé de recherches au cnrs au lpgn.

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TABLE DES MATIÈRES

PRÉFACE ix

AVANT-PROPOS xi

CHAPITRE 1 • LE SYSTÈME SOLAIRE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

1 Le Soleil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

2 Les objets du Système solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

3 Les petits corps du Système solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

CHAPITRE 2 • L’EAU DANS LE SYSTÈME SOLAIRE. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

1 Le constituant H2O . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

2 Où est l’eau ? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

CHAPITRE 3 • LES MISSIONS SPATIALES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

1 Histoire de l’exploration du Système solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

2 Les enjeux du XXIe siècle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

CHAPITRE 4 • L’INSTRUMENTATION GÉOLOGIQUE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

1 L’observation de la surface . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

2 Les techniques d’étude de la structure interne . . . . . . . . . . . . . . . . 49

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53

PREMIÈRE PARTIE

LES PROCESSUS D’ÉVOLUTION DES PLANÈTES

CHAPITRE 5 • FORMATION DES PLANÈTES ET DE LEURS SATELLITES :ACCRÉTION ET DIFFÉRENTIATION . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

1 Formation du Système solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

2 De la condensation à l’accrétion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64©D

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Table des matières

3 Assemblage, fusion et différentiation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68

4 Les météorites : un témoignage précieux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

5 Vers notre système actuel... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81

CHAPITRE 6 • LA STRUCTURE INTERNE DES PLANÈTES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83

1 Composition des couches planétaires . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83

2 Les modèles de structure interne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

CHAPITRE 7 • CONTRAINTES ET DÉFORMATIONS DES MATÉRIAUXPLANÉTAIRES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101

1 Notion de contrainte et de déformation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101

2 Lois rhéologiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104

3 Mécanisme microscopique responsable du fluage . . . . . . . . . . . . . 112

4 Propriétés mécaniques des silicates . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115

5 Propriétés mécaniques des glaces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

6 Profil rhéologique et transition ductile-fragile dans un contexteplanétaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

CHAPITRE 8 • TRANSFERTS THERMIQUES ET MAGMATISME . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

2 La conduction thermique appliquée aux lithosphères . . . . . . . . . . 129

3 La convection dans les manteaux des planètes . . . . . . . . . . . . . . . . 138

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151

CHAPITRE 9 • CHAMP MAGNÉTIQUE DES PLANÈTES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155

1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155

2 Le champ magnétique de la Terre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

3 Le champ magnétique rémanent . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 164

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Table des matières

CHAPITRE 10 • CHAMP DE GRAVITÉ ET FORMES DES PLANÈTESET DE LEURS SATELLITES NATURELS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

1 Notions de base . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

2 Figure théorique d’équilibre hydrostatique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175

3 Topographie et géoïde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 182

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 192

CHAPITRE 11 • PROCESSUS DE SURFACE : CRATÉRISATION, VOLCANISME,ALTÉRATION... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193

1 Cratères d’impact . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193

2 Le volcanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

3 Altération et érosion des surfaces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 201

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 210

SECONDE PARTIE

HISTOIRE GÉOLOGIQUE DES PLANÈTES ET DES SATELLITES

D’APRÈS LES DONNÉES DES MISSIONS SPATIALES

CHAPITRE 12 • LA PLANÈTE TERRE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213

1 Les enveloppes de la Terre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213

2 Les processus d’échanges entre les enveloppes . . . . . . . . . . . . . . . . 223

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 229

CHAPITRE 13 • VÉNUS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233

1 Caractéristiques générales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233

2 Le rôle de l’eau dans l’évolution de Vénus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 239

3 Pourquoi Vénus n’a-t-elle pas de champ magnétique ? . . . . . . . . 241

4 Mécanisme de renouvellement de la surface de Vénus . . . . . . . . . 242

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 244

CHAPITRE 14 • MARS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

1 Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

2 L’atmosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 251

3 La géologie de surface . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 254©D

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Table des matières

4 Structure et dynamique interne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262

5 Évolution géologique de Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 267

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 270

CHAPITRE 15 • MERCURE ET LA LUNE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273

1 Les structures observées en surface . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273

2 Datation des surfaces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 276

3 Composition minéralogique des roches . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 277

4 Structures internes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 279

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 280

CHAPITRE 16 • LES SATELLITES GALILÉENS DE JUPITER . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

1 Caractéristiques générales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

2 Io : une lune très active . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 288

3 Europe : un océan sous sa surface glacée ? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291

4 Le champ magnétique de Ganymède . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 298

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 299

CHAPITRE 17 • LES SATELLITES DE SATURNE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

1 Titan : une autre Terre ? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

2 Encelade : une petite lune très active . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 307

3 Les lunes intermédiaires de Saturne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 311

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 315

CHAPITRE 18 • LES PLANÈTES NAINES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3191 Les gros corps de la ceinture d’astéroïdes : Cérès, Vesta et

Pallas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 319

2 Pluton, Charon et les gros objets de la ceinture de Kuiper . . . . . 321

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 325

SOLUTION DES EXERCICES 327

OUVRAGES DE RÉFÉRENCE 343

INDEX 345

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Chapitre 2 • L’eau dans le Système solaire

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C2H6

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C/1999 S4

73P-C

73P-B

Comètes

Figure 2.11Abondances mesurées par spectroscopie infrarouge dans deux fragments de lacomète 73P/Schwassmann-Wachmann 3 et la comète C/1999 S4. Les abondancesmesurées dans les autres comètes sont distribuées en pointillés. De très nom-breux constituants sont individualisés dans les comètes, mais l’eau reste toujoursle constituant majoritaire.

2.5 Les manteaux glacés

Il a été montré dans la section 1.3. que les glaces peuvent exister sous différentesconfigurations structurales en fonction des domaines de pression et température. Lamajorité des glaces observées dans le système solaire sont soit des glaces cristallinesde basse pression (surface des planètes), soit des glaces amorphes (grains interstel-laires, comètes). Les glaces de haute pression ne peuvent se rencontrer que si l’épais-seur d’eau permet d’obtenir des pressions supérieures ou égales à environ 2 000 bars,un seuil supérieur à ce qui est atteint à la base des calottes terrestres et au fond desocéans. De telles conditions de pression se rencontrent dans les lunes géantes de Jupi-ter et Saturne (figure 2.12), ainsi que dans le cœur des planètes géantes (chapitre 6).

Les petites lunes des planètes géantes ne permettent pas l’existence de glacesde hautes pressions. Même Europe, qui est pourtant une lune de taille conséquente(1 575 km de rayon) ne présente pas de pression supérieure à 1 400 bars dans l’hy-drosphère. Seules les deux lunes géantes Callisto et Ganymède autour de Jupiter etTitan autour de Saturne génèrent les pressions suffisantes. Nous ne savons pas aujour-d’hui quelle est la nature des manteaux glacés et surtout quelle est leur dynamique.Comme il est montré dans la figure 2.12, la structure de l’hydrosphère est très for-tement conditionnée par la température moyenne. Si les intérieurs sont proches de0 ˚C, alors il est probable que l’hydrosphère se décompose en une croûte de glace Ihen surface, une couche liquide, puis un épais manteau de glace VI. Cette possibilité,fort intéressante parce qu’elle permet l’existence des océans, dépend de l’intensité duchauffage interne et de la teneur en éléments volatils dans l’hydrosphère, donnée quireste malheureusement très mal contrainte.

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2. Où est l’eau ?

Ganymède Callisto Titan Europe



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Silicates

Glace VI

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Liquide

270 K

254 K

230 K

Figure 2.12Structure interne des hydrosphères des lunes géantes de Jupiter et Saturne enfonction de la température.Mis à part Europe, les lunes géantes peuvent abriter en plus d’une couche liquide lespolymorphes glacés de type II, III, V, et VI. Les positions des interfaces sont estiméesen supposant que les couches sont de densité constante (tableau 2.2) et en prenantune accélération de la gravité constante et égale à sa valeur en surface.

Si le profil thermique est froid (T < 250 K), des sous-couches de polymorpheshaute pression (glaces II, III, V) doivent être considérées. Dans ce contexte par-ticulier, de nombreux travaux ont montré que la dynamique des hydrosphères estfortement conditionnée par les contrastes de densité entre les polymorphes d’unepart, et par les conditions thermodynamiques des transitions de phase d’autre part.En particulier, la transition II-VI, qui est endothermique, agit comme une barrière©

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Chapitre 4 • L’instrumentation géologique

Figure 4.5Lacs de Titan vus par la sondeCassini. Ces lacs seraientcomposés d’hydrocarbures.Source NASA.

images radar. Les deux techniques sont complémentaires comme le montre l’étudede la surface de Titan par la sonde Cassini.

1.4 Autres techniques de télédétection pour obtenirune information élémentaire et moléculaire

a) Flux de neutrons et spectrométrie gamma

Le rayonnement cosmique est constitué de particules très énergétiques qui vont inter-agir avec la surface et fournir une source de photons gammas et de neutrons. Laradioactivité naturelle est une autre source. La mesure du rayonnement gamma four-nit donc une information sur les éléments présents dans les premiers décimètres de lacroûte. Les neutrons réagissent avec l’hydrogène et la quantité de neutrons qui sontémis de la surface d’une planète dépendra de la quantité d’hydrogène présente. Bienque l’hydrogène soit aussi présent dans les minéraux hydratés sous forme de groupe-ments (OH), cette quantité est le plus souvent traduite en masse de H2O traversée parle flux de neutrons. La profondeur de pénétration du flux de neutrons est de l’ordredu mètre. Cette technique a été utilisée par la mission Mars Odyssey pour obtenir unecarte de la masse d’H2O dans le premier mètre de la planète (planche 3).

b) Infrarouge thermique

La mesure du rayonnement infrarouge émis par la surface d’une planète ou d’un satel-lite peut renseigner sur la nature de la roche. En effet, cette mesure permet d’avoirl’émissivité de la roche qui mesure la radiation du corps par rapport à celle d’un corpsnoir. Les propriétés thermiques de la surface renseignent sur la nature de cette rocheet sur les minéraux qui la composent.

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1. L’observation de la surface

1.5 La topographie

La première technique utilisée a été l’absorption atmosphérique pour Mars. En effet,l’atmosphère est suffisamment ténue pour ne pas complètement saturer les bandesd’absorption des molécules atmosphériques. Cette technique a permis d’obtenir lapremière carte topographique de Mars par l’étude de l’absorption à 2 microns du CO2atmosphérique et par un modèle de densité atmosphérique. La résolution verticalen’est que de 300 m. Cette technique n’est donc pas une mesure directe.

La détermination de la topographie depuis un satellite artificiel par la mesure dutemps mis par un signal pour effectuer un aller-retour nécessite la connaissance dela distance satellite-surface d’une part et de la distance satellite-centre de masse ducorps observé d’autre part. Cette dernière information est fournie par l’équipe denavigation qui suit la trajectoire de la sonde spatiale avec une précision métrique. Ladistance entre le satellite et la surface est mesurée par des techniques radar et laser.

Figure 4.6Modèle Numérique de Terrain (MNT) obtenu par la caméra HRSC (High Resolu-tion Stereo Camera) à bord de la sonde européenne MarsExpress. Cette imagemontre le système de caldeiras d’Olympus Mons sur Mars. Ce volcan est le plushaut volcan connu dans le système solaire et culmine à plus de 22 km d’altitude.La caldeira a une profondeur d’environ 3 km. (Copyright : ESA/DLR/FU Berlin ;G. Neukum).

La technique radar a été utilisée pour Vénus durant les missions Venera et Magel-lan. La carte topographique de la surface de Vénus (planche 4) a permis de bienidentifier les montagnes, volcans et cratères d’impact. Elle est utilisée pour l’étude de©

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Chapitre 10 • Champ de gravité et formes des planètes

un rôle très important. Les déformations provoquées par l’effet combiné de la gra-vitation et de la rotation modifient en retour le champ de pesanteur de la planèteou du satellite. Une comparaison entre la forme d’équilibre théorique du corps(ellipsoïde de référence) et l’équipotentielle réelle du corps (appelée géoïde dansle cas de la Terre) permet de contraindre la structure interne du corps, de détermi-ner l’existence d’anomalies de masse sous sa surface et d’estimer les propriétésrhéologiques de sa lithosphère. L’analyse jointe des données gravimétriques etaltimétriques recueillies par les missions spatiales est ainsi un outil puissant pourcaractériser la structure interne des corps du Système solaire.

Exercices

10.1 Estimation du moment d’inertie polaire des planètes telluriques etdes satellites naturels

1. À partir des données fournies dans le tableau 10.2, déterminer le nombre de Loveséculaire ks pour Vénus, la Terre et Mars. Que peut-on dire de Vénus ? En déduire lemoment d’inertie polaire pour la Terre et Mars.

Tableau 10.2 Rayon R, Masse M, coefficient quadrupolaire J2 obtenus parmesures satellitaires et période de rotation des corps, Prot.

R (km) M (1024 kg) J2 (×10−6) Prot (jours)

Vénus 6 052 4,8685 4,458 116,75

La Terre 6 371 5,9736 1 082,63 1

Mars 3 390 0,64185 1 960,45 1,027

La Lune 1 737,1 0,07349 202,7 27,3217

Io 1 821,5 0,0893 1 845,9 ± 4,2 1,77

Europe 1 561 0,048 440 ± 30 3,55

Ganymède 2 631 0,1482 127 ± 5 7,15

Callisto 2 410,5 0,1076 32,7 ± 0,8 16,69

2. Même question pour les satellites naturels, qui sont en orbite synchrone autour deleur planète. Que peut-on dire de la Lune ? Déterminer le moment d’inertie polaire Cpour les autres satellites et estimer l’incertitude sur le moment d’inertie due à l’erreurde mesure que l’on a sur le coefficient C20.3. a) Quelle devrait être la vitesse de rotation de Vénus pour expliquer son aplatis-sement apparent ? b) A quelle distance de la Terre devrait se trouver la Lune pourexpliquer son aplatissement apparent ? c) Quel effet ont les forces de marée exercéespar la Lune sur le coefficient C20 de la Terre pour cette distance de la Lune ?

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PROCESSUS DE SURFACE :CRATÉRISATION,VOLCANISME,

ALTÉRATION ET ÉROSION

11

Divers processus peuvent affecter les surfaces des planètes et des satellites. Même lescorps les plus inertes, comme Mercure ou La Lune, voient leurs surface remodeléepar les impacts météoritiques successifs. Sur les corps actuellement les plus actifs,comme Io ou Europe, le volcanisme et la tectonique entraînent un renouvellementintense de la surface, éliminant toute trace d’impact. Enfin, l’existence d’une atmo-sphère dense et d’un cycle de précipitation active, comme sur Terre, sur Titan ou surMars dans le passé, cause une évolution rapide de la morphologie de surface, effaçantassez rapidement les structures d’impact et les signes d’une activité interne. Dans cechapitre, ces différents processus sont décrits et utilisés pour reconstruire l’histoired’une planète ou d’un satellite.

1 CRATÈRES D’IMPACTLes cratères d’impact sont des dépressions généralement circulaires qui résultent del’impact d’un corps d’origine météoritique ou cométaire avec la surface d’un corpsde grande taille (planète ou satellite). Ils constituent le type de relief le plus abondantsur une surface planétaire, excepté sur la Terre, Titan, Io et Europe.

1.1 Processus d’impact

Lorsqu’une météorite ou une comète atteint la surface d’un corps, elle pénètre rapi-dement les couches superficielles en se vaporisant partiellement ou totalement sousl’effet de l’énergie liée à l’impact (figure 11.1a). Au niveau de l’impact, une ondede choc est générée. La pression de choc au niveau du contact entre le projectile etla cible peut atteindre des valeurs de 100 GPa. Une grande partie de l’énergie esttransférée au sol qui se déforme dans un premier temps de manière élastique, ens’enfonçant. L’onde de choc générée au point d’impact se propage de manière hémi-sphérique dans le sous-sol. La propagation de l’onde entraîne une fracturation dusous-sol et un échauffement, ainsi qu’une excavation.

Une fois que toute l’énergie cinétique a été transférée au sous-sol, la matière esten partie vaporisée et expulsée hors du cratère sous forme d’éjecta solide et liquide(figure 11.1b). L’inertie d’impact continue à creuser le cratère et une corolle d’éjecta


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Chapitre 11 • Processus de surface : cratérisation, volcanisme, altération...

(a)

Contact / Compression

Projectile

Onde de choc

Onde de choc

ÉjectaRaréfaction (vaguede décompression)

Corolle d'éjectaMatière vaporisée

Matièrefondue

Cratère transitoire

Fin du contact et de la compression

Phase d'excavation

Fin de l'excavation

(b)

(c)

(d)

Figure 11.1Les quatre étapes de formation d’un cratère transitoire.

se développe (figure 11.1c). Quelques secondes après l’impact, les forces de com-pression et la résistance du sous-sol s’équilibrent et le cratère atteint sa profondeurmaximale. Il est alors appelé cratère transitoire (figure 11.1d). La phase d’excavationdure de quelques secondes pour des cratères de l’ordre du kilomètre jusqu’à plusd’une minute pour des cratères excédant la centaine de kilomètres.

1.2 Relaxation et morphologie des cratères

Par la suite, la cavité se déforme et le sous-sol reprend progressivement sa place, pouraboutir à un cratère final. Les modifications de la cavité après l’impact dépendentprincipalement de la gravité et de la résistance des matériaux composant la cible.En outre, la morphologie du cratère final dépend du volume du sous-sol vaporisé et

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1. Cratères d’impact

éjecté, de la compression résiduelle dans les roches, de la puissance du rebond, desglissements de terrain et des éboulements se produisant sur les parois.

a) Cratères simples

Les plus petits cratères préservent à peu près la forme originale de la cavité, et sontuniquement affectés par des glissements de terrain modérés depuis les remparts exté-rieurs vers le centre de la cavité. Cela entraîne l’accumulation d’une couche de débrissur le fond du cratère. Ces cratères, appelées cratères simples, sont caractérisés parun rapport profondeur sur diamètre de l’ordre de 1/5. On les trouve sur la plupart descorps du système solaire (voir les exemples a [cratère Victoria sur Mars] et b [cratèreMeteor sur la Terre] sur la planche 9). La majorité des cratères observés sur les petitscorps, tels que les astéroïdes, sont de ce type. Le plus gros cratère simple connu faitune taille de 90 km et a été observé sur Almathea, un petit satellite de Jupiter. La plu-part des cratères lunaires ayant un diamètre inférieur à 15 km ainsi que les cratèresplus petits que 4 km sur Terre sont de type simple. L’étude des cratères simples surTerre, par l’intermédiaire notamment de forage, a permis de montrer que le volumede débris correspond à environ la moitié du volume de la cavité et que les débris pro-viennent principalement de l’effondrement vers l’intérieur du rempart extérieur de lacavité transitoire peu de temps après l’impact.

b) Cratères complexes

Les cratères de plus grande taille s’effondrent de manière beaucoup plus spectacu-laire, en entraînant la formation d’un pic central et de terrasses sur les bords du cratère(voir les exemples c et d sur la planche 9). Ces cratères ont un rapport profondeursur diamètre plus faible que les cratères simples et sont appelés cratères complexes.La transition entre les cratères simples et complexes est inversement proportionnelleà la gravité (1/g), suggérant qu’un effondrement se produit lorsqu’un certain seuil derupture est atteint. Le seuil apparent de rupture est néanmoins beaucoup plus faibleque le seuil de rupture des roches ou matériaux glacés déduit des tests mécaniquesen laboratoire, ce qui suggère que la résistance apparente des matériaux est affaiblielors de la propagation de l’onde de choc.

Selon l’importance de l’impact, la modification du cratère transitoire comprenddes glissements massifs des parois du cratère, la formation de terrasses en esca-lier, un soulèvement du fond du cratère et la formation d’un pic central. Les étudesgéologiques effectuées sur Terre ont montré que les strates au centre du cratère seretrouvent au-dessus du niveau du sol avant l’impact. En outre, une dépression annu-laire, remplie de matériaux fragmentés et de résidus de fusion, entoure cette partiecentrale. La formation d’un pic central est la principale conséquence du soulèvementdu plancher de la cavité transitoire, qui s’accompagne d’une subsidence des parois ducratère transitoire. Toutes ces modifications se produisent sur des échelles de tempstrès brèves. Pour des cratères de 200-300 km, les modifications de la cavité sont ache-vées moins de 15 minutes après l’impact.©

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Chapitre 13 • Vénus

s’échappe plus facilement dans l’espace que le deutérium qui a une masse deux foisplus élevée. Cet échappement différentiel se traduit au cours des milliards d’annéespar une concentration croissante de l’atome le plus lourd, le deutérium. Si on supposeque seul l’atome d’hydrogène s’est échappé, un réservoir d’eau primordiale d’envi-ron 4-5 m d’épaisseur est nécessaire pour expliquer l’enrichissement en deutérium.En réalité, une partie du deutérium s’échappe également, ces 4-5 m constituent doncseulement une borne inférieure. Une quantité d’eau primordiale plus élevée est tout àfait envisageable, mais des réservoirs d’eau aussi importants que les océans terrestresn’est très probablement jamais existé à la surface de Vénus.

ENCART 13.1

La vapeur d’eau est connue pour son important effet de serre. Sur Terre, ellecontribue à plus de 50 % au réchauffement de l’atmosphère par effet de serre.La présence de vapeur d’eau en quantité plus élevée dans l’atmosphère primitivede Vénus a pu entraîner un effet de serre divergent, ayant provoqué une vapori-sation totale de toute l’eau initialement présente. Par conséquent, même s’il estpossible que Vénus ait connu les conditions propices au maintien d’eau liquide àsa surface dans les millions d’années qui suivirent sa formation, l’effet de serreentraîné par la vapeur d’eau a très probablement conduit à une vaporisation totalede ces réservoirs liquides, ou plutôt à empêcher leur condensation à la surface.La photodissociation de la vapeur d’eau dans la haute atmosphère puis l’échap-pement de l’hydrogène a ensuite entrainé une perte irréversible d’eau, assèchanttotalement la surface.

La perte de cette eau originelle a non seulement affecté l’évolution de son atmo-sphère, mais aussi très probablement sa dynamique interne. En particulier, l’absenced’une tectonique des plaques sur Vénus pourrait s’expliquer par une très faible quan-tité d’eau dans son intérieur. L’eau joue en effet un rôle clé dans la déformation desmatériaux mantelliques, même en faible quantité. Elle diminue notamment la visco-sité de l’olivine qui est le principal minéral du manteau, et elle facilite la localisa-tion de la déformation, entraînant la formation de zones de faiblesse qui permettentd’invidualiser des plaques rigides, peu déformées. Même si il y a des indices d’unequantité d’eau plus importante dans le passé, celle-ci n’était probablement pas suf-fisante pour modifier la rhéologie de la lithosphère et n’a pas permis d’initier unetectonique des plaques. En outre, la vaporisation rapide de l’eau et son échappementn’ont pas permis de recycler dans l’intérieur les quantités d’eau relâchées par le déga-zage interne, asséchant ainsi progressivement l’intérieur tout comme sa surface. Celacontraste avec la dynamique de la Terre, où les mécanismes de tectonique des plaquespermettent de recycler l’eau dans le manteau, ce qui entretient le système actif. Sanstectonique des plaques, pas de recyclage de l’eau et sans eau dans les minéraux man-telliques, il est difficile d’initier une tectonique des plaques. Sur Vénus, le peu d’eauqui était potentiellement initialement contenu dans l’intérieur a été progressivement

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3. Pourquoi Vénus n’a-t-elle pas de champ magnétique ?

dégazé, diminuant d’autant plus son effet sur la rhéologie de la lithosphère et ainsi laprobabilité d’initier une tectonique des plaques.

3 POURQUOI VÉNUS N’A-T-ELLE PAS DE CHAMPMAGNÉTIQUE ?

Comme l’attestent les variations temporelles du champ de gravité induites par lesmarées solaires (section 1.3), Vénus a très probablement un noyau métallique liquide(avec ou sans graine), mais n’a pas de dynamo active à l’heure actuelle. Le champmagnétique prédit par les modèles théoriques devrait être plus de deux ordres degrandeur supérieur au signal mesuré par les sondes spatiales autour de Vénus. Si lenoyau de Vénus était animé de mouvements convectifs similaires à ceux se produi-sant dans le noyau terrestre, un champ magnétique relativement intense devrait êtreobservé sur Vénus, et cela malgré la faible rotation. La rotation lente de Vénus n’esten effet pas un frein à la génération d’une dynamo. La non-détection d’un champmangétique témoigne plutôt de l’absence de convection dans le noyau. Cela est pos-sible si le noyau ne refroidit pas assez efficacement et/ou si aucune graine solide nese forme au centre.

Le refroidissement du noyau est contrôlé par les processus de transfert thermiquedans le manteau. Sur la Terre, environ 70 % de la perte de chaleur interne est attribué àla subduction de lithosphère océanique froide. Le reste est en grande partie attribué àla remontée de panaches mantelliques. L’absence d’une tectonique des plaques activesur Vénus limite fortement le refroidissement de l’intérieur en comparaison avec laTerre. L’énergie interne est en effet beaucoup moins bien évacuée par le manteau sila lithosphère n’est pas mobile (voir le chapitre 8). Une moins bonne efficacité dutransfert de chaleur dans le manteau se traduit naturellement par une refroidissementplus faible du noyau. La figure 13.6 compare l’évolution du flux de chaleur évacué dunoyau en fonction du temps pour Vénus et pour la Terre. Que ce soit sur Terre ou surVénus le flux de chaleur sortant du noyau est très important durant les 2-3 premiersmilliards d’années, permettant des mouvements convectifs.

La différence majeure entre la Terre et Vénus est la formation d’une graine à envi-ron 2,5 milliards d’années. Sur Vénus, le manteau est légèrement plus chaud et lapression au centre est environ 70 GPa plus faible, ce qui ne permet pas d’atteindre lepoint de solidification de fer liquide. Le flux de chaleur à l’interface noyau-manteaudiminue progressivement et le noyau perd la capacité à convecter à environ 3 mil-liards d’années, alors que sur Terre la cristallisation de la graine libère un supplémentd’énergie sous forme de chaleur latente de cristallisation (L) et d’énergie gravita-tionnelle (EG) provoquée par la migration du fer solide vers le centre. Ce surplusd’énergie permet de maintenir des mouvements de convection dans le noyau et ainsid’entrenir une dynamo active jusqu’à nos jours. Comme le montrent ces calculs, ilest tout à fait concevable que le noyau de Vénus convectait dans le passé et qu’unedynamo active existait à cette époque. Néanmoins, la haute température régnant dansla croûte de Vénus et son renouvellement récent n’ont pas permis de conserver des©

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Temps (Ga)

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20

30

40

Convection

Pas de convection

Terre

Vénus

L+EG = 2 MJ.kg-1

1 MJ.kg-1

Figure 13.6Comparaison entre l’évolution temporelle du flux de chaleur sortant du noyaude Vénus et celle de la Terre (d’après Schubert et al. 2001). Lorsque le flux dechaleur est supérieur à 15 mW.m−2, la convection dans le noyau est possible. Endessous de cette valeur, celle-ci s’arrête, et aucune dynamo magnétique ne peutalors se développer. Sur Vénus, la solidification du noyau ne se produit jamais,ce qui n’apporte pas d’énergie supplémentaire permettant de maintenir le flux dechaleur au dessus de la valeur critique pour le développement de la convection.Sur la Terre, la cristallisation de la graine fournit une énergie supplémentaire,sous forme de chaleur latente de solidification (L) et d’énergie gravitationnelle(EG ), de l’ordre de 1 à 2 MJ.kg−1, permettant de maintenir le noyau dans un étatconvectif.

enregistrements de cette activité magnétique, à la différence de Mars par exemple, quia conservé des anomalies magnétiques rémanentes témoignant d’une dynamo activedurant son premier milliard d’années (voir le chapitre 14).

4 MÉCANISME DE RENOUVELLEMENT DE LA SURFACEDE VÉNUS

La datation de la surface de Vénus par comptage de cratères indique que la quasi-totalité de la surface a un âge inférieur à 500-700 millions d’années. Cela contrastefortement avec les corps telluriques (Mars et la Lune) qui ont conservé à la surfaceune grande proportion de terrains anciens (figure 13.7). Même sur la Terre où lerenouvellement de la croûte dans le domaine océanique s’effectue rapidement (lacroûte océanique la plus ancienne n’a pas plus de 180 millions d’années), une grandepartie de la croûte continentale a un âge supérieur à un milliard d’années. En outre,la plupart des cratères sur Vénus n’ont subi aucune déformation et n’ont pas étéaltérés par des coulées de lave. Cela suggère que Vénus a subi un renouvellementtotal de sa surface il y a environ 600 millions d’années, et que cet épisode a durémoins de 10 millions d’années. Depuis cet épisode, pas plus de 5 % de la surface aété renouvelée.

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4. Mécanisme de renouvellement de la surface de Vénus

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Terrainsélevés

Plaines volcaniques

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Figure 13.7Proportion de la surface de la Terre, Mars, Vénus et la Lune ayant un âge inférieurau temps t (d’après Schubert et al. 2001). Sur Terre, les portions de la surfaceplus jeune que 125 Ma correspondent principalement à la croûte océanique (co),alors que la croûte plus ancienne est entièrement continentale (cc). Sur Mars et laLune, on distingue les terrains élevés plus anciens des plaines volcaniques où sesituent les terrains les plus récents. Sur Vénus et Mars, la datation des surfacesest uniquement basée sur le comptage des cratères, si bien que la déterminationdes âges absolus est peu précise.

Comme ce resurfaçage global a entièrement effacé toute trace d’activité tectoniqueou volcanique antérieure, il est impossible de savoir si ce dernier évènement mar-quait la fin d’une longue période d’activité tectonique et volcanique intense ou biens’il s’agissait d’un évènement catastrophique survenu à un moment clé de l’évolutionde la planète. Différents scénarios ont été proposés pour expliquer ce resurfaçage. Ilpourrait s’agir de subductions épisodiques et catastrophiques de la lithosphère entraî-nant un renouvellement total de la croûte, ou d’une réorganisation catastrophique dela dynamique du manteau entraînant un fort taux de fusion et une activité magmatiqueintense. Le manque de données sur la composition de la croûte ne permet pas d’iden-tifier le scénario le plus probable. De futures missions d’exploration in situ serontnécessaires pour déterminer l’origine de cet évènement et pour mieux comprendre cequi a rendu Vénus si différente de la Terre.

EN RÉSUMÉ

Bien que relativement similaires en termes de masse et de composition, Vénus etla Terre ont connu des évolutions différentes. Vénus a très tôt perdu le peu d’eauqu’elle contenait initialement. L’assèchement de Vénus et la température élevéede sa surface et de sa lithosphère a probablement empêché le développementd’une tectonique des plaques similaire à la Terre. La conséquence principale decette absence de tectonique des plaques a été un refroidissement moins efficacede son intérieur, entraînant une température de son manteau plus élevée que sur©D

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Terre. Cette température élevée se traduit par un magmatisme très intense, ayantpu entrainer un renouvellement complet de sa surface il y a environ 600 millionsd’années, et un refroidissement peu efficace du noyau inhibant la formation d’unegraine solide et le développement d’un champ magnétique.La sonde européenne Venus Express qui est en orbite autour de Vénus depuisavril 2006 devrait apporter des nouvelles contraintes sur l’origine et l’évolutionde son atmosphère, notamment via l’étude de la chimie et des processus d’échap-pement. Mais il faudra probablement attendre l’envoi de missions d’explorationin situ dans le futur pour contraindre la composition de sa surface et comprendrel’interaction entre l’intérieur, la surface et l’atmosphère.

Exercices

13.1 Dégazage du manteau de Vénus

Objectifs. La quantité d’argon 40 contenu dans l’atmosphère d’une planète permetde quantifier le taux de dégazage qu’elle a subi depuis sa formation. Cette exercicepropose de quantifier la masse d’argon-40 qui a été produite dans l’intérieur de Vénuset de la comparer à la masse présente dans l’atmosphère afin de déterminer l’efficacitéde dégazage du manteau de Vénus.

PARTIE I : Quantité d’40Ar produite dans l’intérieur de Vénus

L’argon 40 est l’élément fils de l’isotope radioactive du potassium (40K). Lors de ladésintégration du 40K, une partie est convertie en 40Ar et une autre en 40Ca. L’évolu-tion de la concentration en 40K, [40K], dans les roches silicatées est déterminée par laloi de décroissance suivante :

d[

40K]

dt= −(lAr + lCa)

[40K]

(13.1)

avec lAr = 0, 058 Ga−1, lCa = 0, 496 Ga−1.I.1. Démontrer la relation qui existe entre la concentration actuelle [40K(4,55)] dansles roches silicatées et la concentration initiale [40K(0)].I.2. Déterminer l’évolution temporelle de la concentration en 40Ar en fonction de lateneur initiale en 40K.I.3. En déduire la relation existant entre la teneur actuelle en 40Ar, la teneur initialeen 40K et la teneur en 40K restante dans la partie rocheuse.I.4. Les mesures d’émission gamma effectuées par les sondes Venera permirent d’es-timer le rapport [K]/[U] à environ 7×103 dans les roches crustales. En supposant uneabondance en uranium similaire à la valeur terrestre ([U]= 14×10−9 = Masse totaled’uranium/Masse totale de la planète) et un rapport actuel [40K]/[K] de 1, 165×10−4,déduire l’abondance totale actuelle en 40 K et l’abondance primordiale.

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Exercices

I.5. Déterminer la masse totale d’40Ar qui a été produite depuis la formation deVénus.

PARTIE II : Détermination de la masse d’40Ar présente dans l’atmosphère deVénus.

L’atmosphère de Vénus est composée au premier ordre de 96.5 % de CO2 et de 3.5 %de N2, en négligeant les autres composés. La température moyenne de la surface est460 ◦C pour une pression de 92 bars.II.1. Déterminer la masse moléculaire moyenne de l’air sur Vénus.II.2. Déduire la masse volumique de l’atmosphère au sol, en assimilant l’atmosphèreà un gaz parfait.II.3. En supposant une atmosphère isotherme à l’équilibre hydrostatique, déterminerla relation qui décrit la variation de masse volumique avec l’altitude.II.4. En déduire la masse totale de l’atmosphère.II.5. Sachant qu’environ 30 ppm d’40Ar ont été détectés dans l’atmosphère de Vénus,déterminer la fraction d’40Ar qui a été dégazé de l’intérieur de Vénus depuis sa for-mation.

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MARS 14

1 INTRODUCTIONMars est la quatrième planète du Système solaire située à environ 230 millions dekm du Soleil. La couleur de la poussière qui la recouvre lui a valu le surnom deplanète rouge. Son rayon est environ deux fois plus petit que celui de la Terre et samasse environ un dixième de celle de la Terre (tableau 14.1). Du fait de sa tailleplus petite, les effets de pression sur la densité des roches profondes sont moinsprononcés, d’où une masse volumique beaucoup plus faible que celle de la Terre.Cependant, en prenant la même proportion d’éléments majeurs que pour la Terre, eten les répartissant dans les mêmes minéraux, on trouve exactement cette valeur demasse volumique. On considère donc que Mars et la Terre ont la même compositionélémentaire.

Tableau 14.1 Propriétés de la planète Mars. La dernière colonne donne soitla valeur terrestre, soit la valeur relative à la Terre (en gras)

Mars Terre

GM (km3.s−2) 42 828 398 595

Masse (kg) 6,4 185 1023 0,107

Rayon moyen (km) 3 389,5 6 371,01 (0,53)

g = GM/R2 3,73 9,82

Rayon équatorial moyen (km) 3 396,19 6 378,136

Rayon polaire (km) 3 376,2 6 356,75

Masse volumique (kg/m3) 3 940 5 520

Vitesse de rotation (rad/s) 7,088 10−5 7,27 10−5

Journée 24 h 37’ 23 h 56 min

Année (jours terrestres) 687 365,24

Demi-grand axe (106 km) 227,93 149,598

Excentricité 0,0934 0,0167

Inclinaison 26 23,5

J2 1 959 10−6 1 082 10−6

C2,2 63,2 10−6 0

Les valeurs des rayons proviennent de Seidelmann et al., 2002 (Seidelmann, P.K. et al. (2002),Report of the IAU/IAG working group on cartographic coordinates and rotational elements ofthe planets and satellites : 2 000, Cel. Mech. Dyn. Astron., 82, 83–110.). Le rayon moyen est lerayon de la sphère de volume égal à Mars. Les deux dernières lignes donnent les coefficients dedegré 2 du champ de gravité.


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Chapitre 14 • Mars

ENCART 14.1 Les satellites de Mars

Deux petits satellites naturels orbitent autour de Mars : Deimos et Phobos.Deimos a une orbite quasi circulaire d’un rayon de 23 460 km. Sa densité est de2,2, ce qui montre qu’il est sans doute composé de silicates formant une matriceporeuse. Sa forme est irrégulière et s’approche d’un ellipsoïde (Figure 14.1a)dont les trois axes principaux mesureraient 15,0 km, 12 km et 10,4 km. Pho-bos est plus gros que Deimos, sa forme s’éloigne encore plus d’une sphère(Figure 14.1) avec 3 axes principaux qui ont comme longueur 27 km, 21 km et18 km. Sa densité est un peu plus faible (1,9), ce qui montre qu’il doit être encoreplus poreux. On peut noter la présence d’un gros cratère, le cratère Stickney. Pho-bos a une orbite excentrique (e = 1,5 %) avec un demi grand axe de 9 377 km.Phobos ne se situe donc qu’à 6 000 km de la surface de Mars. Cette distancediminue d’environ 1,8 m par an du fait de la dissipation de l’énergie de maréedans le manteau de Mars et Phobos finira par tomber sur Mars dans quelquesmillions d’années. Avant cette chute, il sera sans doute désintégré car Phobospassera sous la limite de Roche1. Les effets de marée permettent d’apporterquelques informations sur la structure interne de Mars et en particulier le facteurde dissipation dans le manteau martien. Les données spectrométriques suggèrentque ces deux satellites ont la même composition que les astéroïdes de type C. Cessatellites seraient des objets de la ceinture d’astéroïdes qui auraient été capturéspar la planète Mars même si leur faible inclinaison suggère une formation lorsde l’accrétion de Mars.

a) b)

Figure 14.1Phobos et Deimos, les deux satellites de Mars. L’image de Phobos (a) a étéprise par la caméra HRSC à bord de MarsExpress alors que celle de Deimos(b) a été prise par l’orbiteur Viking.

1. La limite de Roche est la distance minimale à laquelle un objet doit se trouver d’une planète pourque les forces d’autogravité soit supérieures aux forces de marée et de Coriolis.

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1. Introduction

Mars est la planète la plus étudiée du Système solaire (tableau 14.2). Cet engoue-ment est lié à la possibilité d’une vie sur Mars. En effet, cette planète est la seule quiprésente actuellement des températures de surface « supportables » : bien que la tem-pérature moyenne de surface soit aux alentours de −60 ˚C, de grands écarts existenten latitude du fait de l’inclinaison de 26˚ de l’axe de rotation et de l’atmosphère tenue.À l’équateur, les températures peuvent être positives, jusque 25 ˚C, pendant la jour-née. En raison de la découverte des rivières asséchées (Planche 11), on a longtempscru que Mars pouvait être habitée. Puis les premières missions ont démontré qu’il n’yavait pas de vie macroscopique et les expériences menées sur la sonde Viking (1976)n’ont pas été concluantes quant à l’existence d’une vie microscopique. La questiond’une vie actuelle ou passée est toujours d’actualité et les futures missions comme lamission européenne ExoMars (Tableau 14.2) tenteront de répondre à cette question.

Tableau 14.2 Liste des missions martiennes.La deuxième colonne donne la date de lancement. Jusqu’aux missions Viking, letableau a été résumé en ne donnant que le nom des deux programmes de l’UnionSoviétique et des États-Unis. Un ‘x’ est noté quand une composante mineure de lamission a réussi ou échoué.

Missions Année de lancement Échec Réussite

Programme Mars de l’URSS 1960-1973 XXX X

Programme Mariner de la NASA 1964-1971 X XX

Viking 1 et 2 (NASA) 1975 XXX

Phobos 1 et 2 (URSS) 1988 XX x

Mars Observer (NASA) 1992 X

Mars96 (Russie et partenaires européens) 1996 X

Mars Pathfinder 1996 X

Mars Global Surveyor 1996-2007 X

NOZOMI (Japon) 1996 X

Mars Climate orbiter + Mars Polar Lander + DS2 1998 XXx

Mars Odyssey (NASA) 2001 X

Mars Express (ESA) 2003 x X

Mars Exploration Rovers (NASA) 2003 XX

Mars Reconnaissance Orbiter (NASA) 2005 X

Phoenix (première mission scout NASA) 2007 X

Mars Science Laboratory (NASA) 2011

MAVEN mission Scout (NASA) 2013

ExoMars (ESA) 2016

L’accumulation de données sur Mars permet d’étudier cette planète dans sa globa-lité. Mars fournit donc un autre exemple que la Terre pour comprendre les méca-nismes qui gouvernent l’évolution d’une planète. On peut y étudier les relationsentre composition atmosphérique et volcanisme, entre dynamique interne et présenced’une dynamo magnétique, ou entre composition de la croûte et différentiation dela planète. Les données acquises permettent d’avoir une bonne connaissance de la©

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Planétologiegéologie des planètes

et des satellitesPréface de Pierre Encrenaz

Christophe SotinOlivier Grasset

Gabriel Tobie

Masters

Cours et exercices corrigésplanétologiegéologie des planètes et des satellites

christophe sotinolivier grassetgabriel tobie

cet ouvrage s’adresse principalement aux étudiants de masters en sciences de la terre et de l’univers, il intéressera également les candidats au capes et à l’agrégation de svt.dès les premières images des sondes spatiales, il y a plus d’une quarantaine d’années, est apparue une nouvelle discipline scientifique, la planétologie. depuis, chaque mission spatiale apporte des données nouvelles sur les planètes du système solaire. les résultats obtenus récemment par les sondes Galileo, Mars Global Surveyor, Mars Odyssey, Spirit, Opportunity, Mars Express, Vénus Express, Cassini-Huygens permettent de développer des modèles d’évolution de chaque planète et de les comparer avec ceux décrivant l’évolution de la terre. les observations de la morphologie des surfaces des planètes et les contraintes sur leur structure interne sont étudiées dans cet ouvrage. elles permettent de mieux comprendre la spécificité de la terre et d’appréhender les conditions qui ont permis à la vie de s’y développer. ce cours abondamment illustré et enrichi d’un encart en couleurs établit les bases des connaissances les plus récentes sur les planètes et les satellites du système solaire. des exercices corrigés complètent le cours.

christophe sotin

est professeur au laboratoire de planétologie et géodynamique de l’université de nantes (lpgn) en détachement au Jet propulsion laboratory (nasa).

olivier grasset

est professeur au lpgn.

gaBriel toBie

est chargé de recherches au cnrs au lpgn.

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