Zoom: Bestiaire de cratères

Bestiaire de cratères

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Ce bestiaire de cratères illustre la variété en termes de forme et d’échelle des cratères planétaires. La morphologie des cratères dépend avant tout de leur taille. Les plus petits d’entre eux, les cratères simples, présentent une forme en bol, avec des bords surélevés. La majorité des cratères lunaires ayant un diamètre inférieur à 15 km sont de ce type. Au delà de ce diamètre, ils présentent un pic central avec éventuellement des terrasses et des dépôts et sont dits complexes. Les cratères complexes sont moins profonds que les cratères simples. Le diamètre de transition entre ces deux types de cratères varie de façon inversement proportionnelle à la gravité de la planète : un pic central apparaît dans les cratères martiens dont la taille est supérieure à 10 km alors que sur Terre, les pics apparaissent dès que les cratères ont un diamètre supérieur à 2-3 km. Dans les cas d’impacts plus gros, le pic central est remplacé par un anneau montagneux voire par des anneaux multiples si le diamètre augmente encore. Une partie des matériaux excavés par l’impact peut, après avoir parcouru une trajectoire balistique, retomber et provoquer la création de cratères secondaires, à proximité du cratère principal. Enfin, si l’impact est suffisamment puissant pour percer la croûte et provoquer des épanchements, on parle de bassins d'impact. Le bassin d'Hellas sur Mars (plus de 2000 km de diamètre) est sans doute le plus grand bassin d'impact du système solaire. Avec le temps, l’érosion ou encore les mouvements du sol altèrent les cratères dont nous n’observons finalement qu’une forme dégradée.

Les corps qui ne sont pas protégés par une atmosphère (Mercure, Lune, astéroïdes, satellites glacés du système extérieur…) sont directement et constamment exposés aux rayons d’origine solaire et galactique ainsi qu’au bombardement micro-météoritique. Ils subissent, de plus, de grandes variations de température. Ces différents phénomènes dégradent progressivement leur surface, généralement caractérisée par une couche superficielle très poreuse appelée régolithe.

Zoom: Les régolithes planétaires

Régolithes planétaires

Crédit : ALG

La notion de régolithe est large ; elle désigne « tout matériel d’origine continentale, quel qu’en soit l’âge, recouvrant les roches saines et dures ». Cependant, en planétologie, on l’utilise généralement pour évoquer la couche de poussière, rocheuse ou glacée, recouvrant la surface de corps solides dépourvu d’atmosphère protectrice (Mercure, la Lune, les satellites de Mars, tous les satellites du système extérieur sauf Titan, les astéroïdes et, dans une moindre mesure, Mars et les comètes).

Les régolithes planétaires sont d’abord créés par impacts météoritiques (voir chapitre Cratérisation des surfaces) puis évoluent sous l’effet de l’érosion spatiale (ou « space weathering » en anglais) c’est-à-dire des effets combinés du bombardement micro-météoritique, de la collision des rayons cosmiques d’origine solaire ou galactique ou encore de l’irradiation et de la pulvérisation cathodique (« sputtering ») par les particules du vent solaire. Les chocs thermiques, auxquels sont particulièrement soumis les surfaces sans atmosphère, contribuent également à la désagrégation physique (ou thermoclastie) des roches et donc au développement du régolithe.

Les propriétés et le degré de maturité d’un régolithe varient en fonction de la composition et de la position dans le Système Solaire de l’objet planétaire. Le régolithe lunaire est de loin le mieux connu. Il recouvre l'ensemble de la surface du satellite sur une profondeur de 2 à 8 mètres dans les mers et pouvant même excéder 15 m dans les terres les plus anciennes (4.4 Ga). Il repose sur plusieurs mètres d’un méga-régolithe constitué de gros blocs rocheux, éjectas d’anciens grands impacts. Le régolithe de Mercure est probablement très semblable à celui de la Lune quoique peut être légèrement plus développé car le flux micro-météoritique y est plus important et le contraste thermique entre le jour et la nuit accru. Le développement d'un régolite mature est, en revanche, nettement plus lent sur les astéroïdes en raison de leur faible gravité. Sur Mars, qui possède une atmosphère tenue, l’érosion spatiale s’est combinée à d’autres formes d’érosion (hydrique, éolienne… voir chapitre Erosion et sédimendation des surfaces avec atmosphère) pour former un épais manteau de poussière et de débris. Io est aussi un cas à part car le volcanisme qui y sévit efface immédiatement les traces d’impact. Enfin, la volatilité de la glace d’eau, ainsi que des glaces de CO₂ (dioxyde de carbone) ou de CH₄ (méthane), rend les surfaces glacées du système solaire particulièrement vulnérables à l’érosion spatiale.

Les surfaces des corps dotés d’une atmosphère (Vénus, Terre, Mars, Titan, éventuellement Pluton) sont protégées de l’érosion spatiale et subissent modérément le bombardement météoritique et les effets thermiques. En conséquence, elles n’ont pas ou peu de régolithe. En revanche, elles sont soumises à l’action conjuguée de l’air et de solvants liquides lorsqu’ils existent. Partout où il y a une atmosphère, même extrêmement dense (Vénus) ou, au contraire, tenue (Mars), l'activité éolienne transporte les sédiments les organisant notamment en champs de dunes. Sur Pluton de telles formations n'ont pas encore été observées sans doute pour des raisons de résolution. Sur Terre, aujourd’hui ou sur Mars, hier, le cycle de l’eau a, en outre, façonné la surface via l’érosion pluviale, fluviatile ou glaciaire créant, transformant et distribuant la matière sédimentaire. Sur Titan, c’est le méthane et l’éthane qui modifient les paysages.

Zoom: La planétologie comparée

Dunes dans le Système Solaire

Crédit : ALG

Les corps solides du système solaire présentent des visages multiples et en même temps étrangement familiers. C’est que des processus semblables à ceux que l’on observe sur Terre y sont à l’œuvre. La planétologie comparée consiste à s’appuyer sur la connaissance de notre planète pour comprendre comment ont évolué d’autres mondes. Au passage, nous observons des processus a priori connus se développer dans des environnements radicalement différents et du même coup enrichissant la compréhension que nous en avons.

Ce principe s’applique particulièrement bien lorsqu’on compare les paysages terrestres à ceux des trois autres corps du système solaire possédant une atmosphère : Vénus, Mars et Titan. Tous présentent à leur surface des dunes, preuves de l’activité éolienne qui y sévit (voir figure ci-contre). Cependant la taille, la forme de ces dunes varient d’une planète à l’autre. La connaissance des dunes terrestres permet de comprendre l’origine de ces divergences et donne des clefs pour déduire de l’observation des dunes extraterrestres les régimes de vents qui les ont sculptées. On reconnait également la signature de l’érosion fluviale à la surface de Mars, pourtant sèche aujourd’hui. L’étude des paléo-réseaux fluviaux ou des vallées de débâcle permet de reconstituer une partie de l’histoire géologique de la planète rouge. Sur Titan, par analogie avec le cycle de l’eau sur Terre, les phénomènes météorologiques liés au cycle du méthane et de l’éthane peuvent aussi être mieux compris et prédits. Enfin, même Pluton, récemment observé par la sonde américaine New Horizons, présente des paysages connus, en particulier des sols polygonaux typiques des régions glaciaires et périglaciaires des hautes latitudes sur la Terre et sur Mars (voir figure ci-contre).

Sols polygonaux sur Pluton et Mars

Contact et compression

• Lorsqu’un objet d’une vitesse supérieure à quelques km/s atteint la surface d’une planète, il transmet son énergie au sol et une onde de choc est générée. Celle-ci se propage, de façon hémisphérique à partir du point d’impact, à la fois dans le sol cible et dans le projectile qui se trouvent tous deux compressés. Le sol se fracture et les roches fondent en formant une cavité circulaire.
• La phase de contact/compression dure en général quelques secondes, le temps que l’onde de choc fasse un aller-retour dans le projectile. Pendant ce court instant, la température peut atteindre plusieurs milliers de degrés et la pression plusieurs millions de bars. A son terme, le projectile est généralement complétement détruit, volatilisé en liquide ou en gaz.

Excavation

• Sous l’effet de l’onde de choc, le sol a fondu et se décomprime en éjectant des matériaux. Une énorme quantité de matière est expulsée radialement de façon balistique, sous forme solide ou liquide, formant notamment une corolle d’éjecta autour de la cavité creusée lors de la phase de contact/compression. Cette dernière s’en trouve agrandie. Lorsque la résistance du sous-sol compense les forces de compression, le cratère atteint sa profondeur maximale, généralement entre et de son diamètre . Le cratère est alors dit transitoire; il va bientôt subir de nouvelles modifications.
• Le diamètre d’un cratère transitoire d’au moins quelques km de diamètre est lié aux densités du projectile et de la surface, respectivement et , au diamètre du projectile , à la vitesse de l’impacteur , à la gravité de la planète et à l’angle d’impact par la loi d’échelle suivante : . En première approximation, on peut dire que le cratère créé présente un diamètre 10 fois plus grand que celui du projectile/impacteur. Pour les petits cratères, le rôle de la résistance des matériaux l’emporte sur celui de la gravité.
• La phase d’excavation dure de quelques secondes à quelques minutes pour les cratères les plus grands (, Meteor Crater (1.2 km de diamètre), en Arizona, a été excavé en 10 s). La corolle en résultant n’est représentative de la composition que d’environ de la profondeur du cratère, les matériaux plus profonds étant déplacés sans être éjectés (contrairement aux corolles d’origine volcanique). Leur apparence lobée sur Mars trahit la présence de glace dans le sous-sol. Plus la gravité est faible, plus la corolle d’éjecta s’étendra loin autour du cratère.

Modification et relaxation

• À ce stade, l’intérieur du cratère transitoire est en fusion. En refroidissant, il se recouvre d'une enveloppe de brèches (mélange de roches brisées, fondues et cimentées). Les parois se stabilisent progressivement au rythme des effondrements et glissements de terrain qui apportent des débris à l’intérieur de la cavité en réduisant ainsi la profondeur.
• Le pic central des cratères complexes se forme par rebond élastique. Dès la fin du processus d'excavation, les roches comprimées par l’impact se détendent et le fond du cratère se soulève. Dans le cas de cratères très grands, le pic central peut même s’effondrer donnant naissance à un anneau central.
• Enfin, sur des échelles de temps plus longues et en particulier si le sous-sol renferme de la glace d’eau relativement chaude ou toute autre matériau de faible viscosité, il peut se produire un processus de relaxation visqueuse. Dans le cas d’impacts géants, celui-ci entraine généralement la formation d’un système de rides concentriques autour de la zone d’impact.
• Le diamètre final d’un cratère simple est légèrement supérieur à celui du cratère transitoire () et le rapport final entre profondeur et diamètre de l’ordre de . Les cratères complexes sont moins profonds avec un rapport entre profondeur et diamètre de l’ordre de .
• On observe les premières failles et effondrements dans les heures qui suivent l’impact. Le comblage et la relaxation du cratère se poursuivent ensuite pendant des millions d’années.
• Parallèlement à ces modifications, l’érosion (de nature mécanique, chimique…voir chapitre Erosion et sédimention des surfaces avec atmosphère) entame progressivement le cratère qui peut même se voir complètement et brusquement effacé par des épanchements volcaniques (voir chapitre IV). Sur Terre, on recense relativement peu de cratères d'impact (environ 200). Sur Io, satellite galiléen abritant plusieurs centaines de volcans en activité, ils sont carrément inexistants.

Age relatif

En l’absence d’échantillon du sol, la datation par comptage de cratères est la seule méthode pour estimer l’âge relatif des surfaces planétaires. Celle-ci s’appuie sur deux règles simples:

1. Plus une surface est cratérisée, plus elle est ancienne.
2. Plus les cratères sont grands, plus ils sont vieux.

Ces règles reposent sur l’idée que la population des impacteurs a évolué au cours du temps ; la taille des projectiles et le taux de cratérisation étaient nettement plus importants dans la jeunesse du système solaire, à une époque où les débris étaient abondants. Ces derniers ont progressivement été mobilisés pour former les planètes, les plus gros planétésimaux disparaissant en premier jusqu’à ce que les impacteurs moyens puis petits se fassent rares aussi. Si le bombardement météoritique a affecté de façon uniforme la surface d’une planète donnée, certaines régions en ont gardé toutes les cicatrices alors que d’autres ont connu depuis des épisodes de rajeunissement (par volcanisme par exemple).

L’échelle ci-contre renseigne sur le niveau de cratérisation des principales surfaces solides du système solaire, les surfaces les plus jeunes étant les moins cratérisées.

Age absolu

Ainsi, l’étude de la distribution des cratères (nombre de cratères en fonction de leur taille) permet-elle de donner un âge relatif à différentes unités de surface. Pour déterminer leur âge absolu il faudrait connaître précisément l’histoire de l’évolution du flux d’impacteurs dans le système solaire. Une partie de cette histoire a pu être retracée grâce à la datation radiogéniques d’échantillons lunaires collectés lors des missions Apollo. Ces datations précises, comparées à la distribution des cratères lunaires, ont permis de dresser des courbes d’évolution dans le temps de la densité et de la taille des impacteurs, révélant notamment un pic d’impacts il y a environ 4 milliard d’années lors d’une phase appelée le Grand Bombardement Tardif (ou Late Heavy Bombardement, LHB). Les surfaces du système solaire ayant atteint le niveau de saturation sont sans doute vieilles de 4 milliards d’années.

En tenant compte du fait que le flux des impacteurs devait varier avec la distance au Soleil et, lorsque cela est nécessaire, de la présence d’une atmosphère, les enseignements du cas lunaire peuvent être extrapolés afin de dater les autres surfaces planétaires. Cependant il est important de garder à l’esprit que cette extrapolation est sujette à caution ; la position des planètes et la densité des atmosphères ont pu, en effet, varier au cours de l’histoire du système solaire.

Fragmentation, agglutination, vaporisation

Les impacts micro-météoritiques pulvérisent progressivement les premiers millimètres du sol, réduisant la taille des particules à la surface. Ce phénomène de fragmentation (ou «comminution» en anglais) est, en partie, compensé par un phénomène d’agglutination: lorsque les impacts sont suffisamment rapides, certains matériaux du sol fondent et, en refroidissant, se soudent (formant des sphérules de verre sur la Lune par exemple) ou soudent entre eux des fragments de roches et de minéraux donnant naissance à des particules plus grosses. Certains matériaux sont même vaporisés sous l’effet des micro-impacts avant d’être redéposés à la surface. Le régolithe lunaire est constitué d’environ 30% d'agglutinates, agrégats dont la taille varie de quelques micromètres à quelques millimètres et présentant à leur surface des nanoparticules de fer intégrées lors de la vaporisation puis re-condensation de minéraux ferrifères (olivine et pyroxène notamment). L’érosion spatiale sur la Lune est donc synonyme d’un obscurcissement (l’albédo diminue) et d’un rougissement de la surface avec le temps. Le régolithe lunaire est dit mature lorsque les processus de fragmentation et d’agglutination se compensent ; la taille des grains est alors ~60 μm. Un régolithe immature est constitué de grains plus gros et d’une proportion réduite d’agglutinates.

Dans le même ordre d'idée, sur les surfaces glacées, le bombardement micro-météoritique participe à la recristallisation de la glace lorsqu’elle est amorphe (c’est-à-dire sans arrangement précis, par opposition à la glace cristalline qui présente une structure héxagonale) à la surface par un processus de recuit (« annealing » en anglais) et lutte donc contre le travail d’amorphisation mené par les rayons solaires UV et les particules ionisées énergétiques (voir Radiations d’origine solaire et cosmique).

Enfin, sur les astéroïdes où la vitesse d’échappement est faible, le bombardement micro-météoritique, aidé par d’autres processus tels que le « sputtering» (voir Radiations d’origine solaire et cosmique), contribue à l’éjection et à la perte des particules les plus petites. Ainsi s’attend-on à trouver un sol plus grossier à la surface des plus petits astéroïdes.

Mélange

Le bombardement micro-météoritique modifie également la distribution des composés des régolithes. Les premiers millimètres du sol lunaire sont en permanence « labourés » par des micro-impacts ce qui a pour effet d’homogénéiser la composition verticale (en profondeur) du régolite. On parle d’"impact gardening" (de l’anglais « garden », jardiner). Ce processus est néanmoins très lent – il faut au moins 100 000 ans pour entièrement retourner et mélanger le premier centimètre du sol lunaire. Les couches plus profondes du régolithe ne sont retournées qu’à l’occasion d’impacts plus importants donc plus rarement.

La distribution horizontale des composés du régolite est, quant à elle, contrôlée par les lois de retombée balistique des éjectas autour du cratère principal (voir Processus de cratérisation des surfaces) et varie peu sous l’effet du bombardement micro-météoritique. Les micro-impacts peuvent néanmoins, localement, apporter de nouveaux éléments à la composition de surface.

Différents niveaux de dégradation des cratères sur Ganymède sous l’effet de l’érosion spatiale et notamment des pluies micro-météoritiques.

Crédit : Figure extraite et modifiée de Moore et al. (2000).

Sources

Les surfaces sans atmosphère sont également soumises à un bombardement permanent par des particules plus ou moins énergétiques en premier lieu desquelles des photons X et ultra-violet (UV) solaires, des ions issus du vent solaire et des rayons cosmiques provenant de notre Galaxie ou d’au-delà. Ces radiations modifient chimiquement, physiquement et structurellement les surfaces sur une profondeur allant de quelques micromètres à quelques mètres, en fonction de l’énergie des particules.

Le vent solaire est un flux de plasma essentiellement composé de particules d’hydrogène et d’hélium ionisées dont l’énergie est modérée (0.3-3 keV/nucléon). Ce flux varie, en température et en vitesse, avec l’activité du Soleil. Lors d’éruptions solaires et d’éjection de masse coronale, des rafales de particules solaires particulièrement énergétiques (1-100 MeV/nucléon) balayent notre système stellaire.

Les corps pourvus d’un champ magnétique propre (Mercure, Terre, Ganymède) sont protégés en grande partie des radiations, leur magnétosphère déviant les particules chargées le long des lignes de champ et agissant ainsi comme un bouclier. A l’inverse, les magnétosphères des géantes gazeuses, en piégeant et accélérant les particules chargées, produisent d'intenses ceintures de rayonnement et soumettent les satellites qui leur sont les plus proches à de grandes doses de radiations. En particulier, Io et Europe, autour de Jupiter, reçoivent des doses 100 à 1000 fois plus élevées que la Lune.

Effets

Les principaux effets du bombardement par les particules solaires et cosmiques sur les surfaces sont les suivants :

• L’implant d’ions d’hydrogène et d’hélium mais aussi, plus rarement, de gaz nobles du vent solaire à la surface et même dans la proche sous-surface dont la chimie se trouve alors modifiée.
• La radiolyse ou photolyse, c’est-à-dire la dissociation par décomposition chimique, de certains matériaux de surface (notamment les glaces et les composés carbonés). La couleur rouge de Mars, par exemple, est attribuée à l’oxydation des silicates ferreux du sol (olivine, pyroxènes, amphibole, biolite) après dissociation des molécules d’eau par photolyse UV (H₂O+photon UV→H₂+O alors 2FeO+O→Fe₂O₃).
• L’éjection d’atomes ou de molécules, qui se re-condensent ensuite sur les grains de surface les couvrant d’une fine pellicule. C’est le phénomène de pulvérisation ou criblage cathodique ou « sputtering » (de l’anglais «sputter », postillonner). Sur les surfaces silicatées, ce phénomène va de pair avec un obscurcissement du sol. Sur les satellites glacés, il semble, au contraire, rendre les surfaces plus brillantes après la re-condensation des molécules d’eau éjectées.
• La formation d’isotopes d’un élément suite à l’arrachement de neutrons par le bombardement cosmique de haute énergie. Ce phénomène s’appelle la spallation des rayons cosmiques (de l’anglais « spall off », écailler). La présence de ces isotopes permet de dater l’âge d’exposition de la surface. En outre, les neutrons arrachés peuvent alors interagir avec les noyaux atomiques des espèces présentes dans le sous-sol provoquant notamment l’émission de rayons gamma caractéristiques de l’élément frappé. L’observation de ces rayonnements secondaires permet d’identifier et de cartographier les constituants du proche sous-sol.
• L’endommagement de certaines structures cristallographiques.

Sur ce dernier point, notons que les surfaces glacées sont particulièrement sensibles aux radiations car elles sont trois fois moins résistantes que les surfaces silicatées et plus volatiles (c’est-à-dire susceptibles de changer de phase). Rappelons que la glace d’eau peut exister sous plusieurs formes: différents états cristallins (en fonction essentiellement de la température) ou amorphes. A basses températures, le bombardement par les particules UV et les ions peut modifier la structure cristalline de la glace en surface, voire même entrainer son amorphisation. Europe, qui baigne dans magnétosphère jovienne et est, par conséquent, soumise à des taux de radiation particulièrement élevés, présente une surface jeune mais largement amorphisée alors que la phase cristalline est stable à la surface de Callisto, satellite près de 3 fois plus éloignée de Jupiter. Ganymède, qui se trouve entre Europe et Callisto et est, de surcroît, protégé par un champ magnétique propre, présente de la glace amorphe aux pôles (là où les lignes de champs sont ouvertes) et cristalline ailleurs.

Dilatation/contraction

Sur les surfaces silicatés du Système Solaire, la différence de réponse (dilatation/contraction) des minéraux des roches à l’alternance jour/nuit induit des contraintes mécaniques (surpression) pouvant déboucher sur la fissuration progressive voire l’éclatement de certaines roches. Plus les changements de température sont prononcés et rapides, plus ce processus de désagrégation, appelé thermoclastie, est efficace. En outre, les roches dont la taille excède la profondeur de peau diurne (la profondeur du sol qui subit les fluctuations diurnes du flux solaire - en général quelques centimètres) sont soumises à un fort gradient de température qui peut les fragiliser à long terme.

Migration/ségrégation

Sur les surfaces glacées du système solaire, en raison de la grande volatilité de la glace d’eau (c’est-à-dire de sa capacité à changer de phase), le cycle jour/nuit peut s’accompagner d’un phénomène de migration/ségrégation thermique.

Les surfaces des satellites glacés sont généralement constituées d’un mélange, aux proportions variables, de glace et d’un composé optiquement sombre (matière organique, soufrée ou silicatée). Les régions les plus riches en glace étant aussi les plus brillantes, elles sont moins efficacement chauffées par le Soleil (elles réfléchissent une grande partie du flux solaire) et le taux de sublimation de la glace y est bas. Inversement, dans les régions les plus sombres, le taux de sublimation de la glace peut être élevé. Ce déséquilibre permet un transfert de la glace des régions sombres et chaudes vers régions brillantes et froides. Ce transfert prend fin quand toute la glace du sol des régions sombres a disparu (laissant un sol encore plus sombre) et s’est redéposé dans les régions plus claires (accentuant alors leur brillance). Au passage, il est fréquent qu’une partie des volatiles se perde dans l’espace ou vienne enrichir une exosphère.

Le phénomène de migration/ségrégation thermique a pour effet de renforcer les contrastes d’albédo à la surface et, en séparant la glace de la matière sombre, va à l’encontre des processus de bombardements (météoritiques ou par des particules de haute énergie) qui tendent à homogénéiser le régolithe. Ce phénomène peut être local (exemple de Callisto) ou global (exemple de Japet). Sur Japet, même si l’origine de la matière sombre est vraisemblablement exogénique (en provenance de Phoebe), il est fort probable que le phénomène de migration/ségrégation participe à accentuer le contraste entre les basses et moyennes latitudes, très sombres, de la face avant du satellite et les pôles, particulièrement brillants : le jour, la glace des régions équatoriales se sublime et migre vers les pôles, plus froids, ou elle se re-condense. Sur Callisto, les crêtes des cratères des régions équatoriales sont recouvertes d’un manteau blanc résultant sans doute de la migration de la glace du fond des dépressions, généralement plus chaudes car doublement chauffées, à la fois par le flux solaire direct et par le flux solaire réfléchi sur les parois. Ce processus de modification du paysage par sublimation est aussi à l’œuvre sur Mars où ni l’eau ni le CO₂ ne sont stables à la surface.

L’appliquette "Migration" vise à évaluer l’efficacité du phénomène de migration/ségrégation par rapport à d’autres processus d’érosion spatiale sur les principaux satellites glacés du Système Solaire.

L'appliquette Migration

Ségrégation thermique sur Callisto et Japet

Crédit : ALG

Notion de fluide

Un fluide est un milieu matériel déformable (il change de forme sous l'action d'une force extérieure). Il est constitué de particules libres de se mouvoir les unes par rapport aux autres. Les liquides sont des fluides peu compressibles ; ils conservent le même volume quelque soit leur forme et présentent une surface propre. Les gaz, en revanche, sont des fluides compressibles ; ils tendent à occuper tout l'espace disponible et n'ont pas de surface propre.

Qu’ils soient gazeux ou liquides, les fluides sont caractérisés par leur densité ρ et viscosité η. La densité ou masse volumique est la masse du fluide par unité de volume (en kg/m3). Elle est une mesure du nombre de molécules par unité de volume. La viscosité est une mesure de la résistance d’un fluide au changement de forme (en kg/(m⋅s) ou Pa.s); elle détermine la vitesse de mouvement du fluide. Lorsque la viscosité augmente, la capacité du fluide à s'écouler diminue. Les liquides ont une densité et une viscosité supérieures à celles des gaz: les molécules sont plus rapprochées, des liaisons (forces de van der Waals, interactions dipolaires) s'établissent entre elles qui augmentent la cohésion de l'ensemble. Le tableau ci-dessous donne les caratéristiques des atmosphères et agents liquides des planètes solides du Système Solaire.

Densité, viscosité et vitesse typique de fluides

Fluide	Densité ρ ()	Viscosité η ( Pa s)	Vitesse typique (m/s)
Eau liquide	1000	1540	5
Méthane liquide	450	184
Atmosphère terrestre	1.27	17.1	40
Atmosphère martienne	0.027	10.8
Atmosphère de Vénus	71.92	33.0
Atmosphère de Titan	5.3	6.3	0.5-1
Glace	992

Pour un fluide s'écoulant sur une paroi (le vent ou un agent liquide au dessus d’un sol), la viscosité décrit la contrainte de cisaillement, c’est-à-dire la force tangentielle (par opposition aux forces normales, perpendiculaires à la paroi) qui s’applique par unité de surface sur la paroi. Cette contrainte de cisaillement s’accompagne de l'existence d'un gradient de vitesse d'écoulement dans le fluide. En effet, il existe une couche limite contiguë à la paroi, dans laquelle la vitesse du fluide passe de zéro, au niveau de la paroi, à sa la valeur maximale correspondant à celle d'un fluide libre. L'épaisseur de cette couche limite varie suivant l'état de la surface (plus la surface est lisse, plus la couche est mince). Plus précisément, on peut montrer que la vitesse de l’écoulement croit avec la hauteur au dessus de la paroi de manière logarithmique comme l'illustre la figure ci-contre.

Gradient de vitesse d'un fluide au dessus d'un sol

Crédit : Université de Nantes

Ecoulement laminaire, écoulement turbulent

Un fluide peut s’écouler de différentes façons. Lorsque les lignes de courant (c’est-à-dire les tangentes en tous points parallèles à la direction de l'écoulement) restent parallèles entre elles et rectilignes, l’écoulement est dit laminaire. Au contraire, quand l’écoulement est désorganisé et le siège de tourbillons, on parle de régime turbulent (voir la figure ci-contre).

Afin de déterminer le régime en vigueur autour d’un "obstacle" (une roche dans l’eau ou un grain de sable dans le vent par exemple), on définit le nombre de Reynolds: où est le diamètre de l’obstacle et la vitesse terminale ou de sédimentation du fluide (voir ici et là). Si le nombre de Reynolds est grand, les forces inertielles l’emportent sur les forces de frottement liées à la viscosité du fluide ; le régime est turbulent et des tourbillons se développent autour de l’obstacle. Au contraire, si le nombre de Reynolds est petit, en faisant « coller » le fluide à l’obstacle, les forces de viscosité tendent à faire disparaître les tourbillons ; le régime est laminaire.

Régime laminaire, régime turbulent

Destruction : l’abrasion

Si l’action destructrice du vent est limitée par rapport à celle d’un agent liquide, les roches se trouvant sur le chemin de saltation (processus de transport des grains par sauts successifs, voir ici) des grains déplacés par le vent sont néanmoins progressivement polies, taillées, striées. L’efficacité de l’abrasion par le vent dépendant de la vitesse d’impact des grains, il est peu probable qu’elle soit élevée sur Titan et Vénus. En revanche, elle devrait l’être sur Mars comme semble le confirmer les images de la surface.

Transport: Initiation

Initier le mouvement d’une particule requiert d’avantage d’énergie que d’entretenir ce mouvement. Dans cet effort, l’idée que plus la particule est petite, plus elle est facile à mettre en mouvement est erronée ; il n’est pas si aisé d’arracher des particules fines à la surface. Ralph Bagnold (1896-1990), grand explorateur des déserts terrestres, a mis en évidence l’existence d’une taille de particule pour laquelle le mouvement à la surface était le plus facile à initier. Ce diamètre seuil peut êtres estimé par la relation empirique suivante : où est la densité du grain, est l’accélération de pesanteur de la planète, la densité de l’air et η sa viscosité. On a pu vérifier sur Terre que la répartition en taille des grains constituant les dunes était globalement distribuée autour de .

La vitesse de cisaillement (qui caractérise la force que le vent exerce sur le sol) seuil de mise en mouvement d’un grain de diamètre est alors : .

La vitesse de l’écoulement (ici du vent), qui varie de manière logarithmique avec la hauteur au dessus du sol (voir la figure), est liée à la vitesse de cisaillement par la formule empirique suivante : où est un facteur lié à la rugosité de surface, environ égal à 1/30 de la taille des grains lorsque ces derniers sont compactés à la surface. Typiquement, sur la Terre et sur Mars, =0.2-0.3 mm. C’est le gradient de vitesse d’écoulement au dessus du sol qui crée un cisaillement et permet de transférer l’énergie du vent vers les grains.

En tout logique, plus la gravité de la planète est faible, plus la taille des particules faciles à déplacer est grande et plus la vitesse seuil de mise en mouvement est petite. Sur Terre comme sur Titan, où les particules sont respectivement constituées de quartz et d’hydrocarbures solides, ∼0.2 mm. Cependant, sur Titan, qui 44 fois moins massif que la Terre, un vent à 1 m de la surface de 0.5 m/s suffit à initier leur mouvement alors que sur Terre un vent minimum de 4.5 m/s est requis. Sur Mars, la gravité est réduite aussi mais la faible densité atmosphérique élève la vitesse de cisaillement seuil de mise en mouvement. L’atmosphère dense de Vénus, au contraire, facilite la mise en mouvement de la matière sédimentaire. L’appliquette Erosion permet d’apprécier la facilité d’entrainement de la matière sédimentaire sur différents corps planétaires.

En dessous de la vitesse seuil , aucune particule, même petite, ne décolle.

En effet, pour les particules dont le diamètre , la vitesse de cisaillement seuil de mise en mouvement décroit en mais reste supérieure à car le déplacement des petites particules est gêné par la présence d’une couche visqueuse tout près de la surface et/ou l’existence de forces cohésives (forces électrostatique ou de van der Waals). Il a fallu plusieurs tempêtes (« dust devils ») sur Mars pour balayer la poussière installée sur les panneaux solaires de Spirit et d’Opportunity.

Pour les grains dont le diamètre , la viscosité de l’air n’est plus un obstacle mais la vitesse seuil de cisaillement nécessaire pour initier leur mouvement croit en selon : . Evidemment, plus le grain est grand et/ou lourd, plus il est difficile à mettre en mouvement. Un air dense, cependant, facilitera son déplacement.

Vitesse de cisaillement seuil de mise en mouvement d’un grain en fonction de son diamètre d.

Crédit : Adapté de la Figure 9.6 de H. Jay Melosh (2011)

Transport : Suspension, saltation, reptation

Un bon moyen de prédire comment le vent déplacera un grain de diamètre et de densité , est de comparer la vitesse de cisaillement de l’écoulement à la vitesse limite de chute du grain dans l’atmosphère , aussi appelée vitesse terminale: où est un facteur caratéristique lié à la taille et à la forme du grain. pour les grains de forme sphérique caractérisés par un nombre de Reynold suffisamment grand pour considérer que l’écoulement autour d’eux est de nature turbulente et pour les grains plus petits pour lesquels la viscosité de l’air joue un rôle non négligeable (petit nombre de Reynolds). Pour ces cas là on peut aisément montrer : .

Lorsque la vitesse de cisaillement de l’écoulement est nettement supérieure à , le grain mis en mouvement entre en suspension ; il peut alors s’élever très haut dans l’atmosphère et traverser des distances intercontinentales. La condition étant plus facilement vérifiée pour des grains petits et/ou légers, ce type de mouvement concerne essentiellement les poussières.

Lorsque la vitesse de cisaillement de l’écoulement est comprise entre la vitesse seuil de mise en mouvement et la vitesse limite de chute (), le grain arraché à la surface est entrainé par le vent et se déplace alors par sauts successifs. C’est le phénomène de saltation. Les grains sont soulevées par le vent sur une longueur (qui correspond à une hauteur de quelques centimètres ou dizaines de centimètres sur Terre) et retombent sous l'effet de leur propre poids, en rebondissant et en éjectant d'autres particules par impact. Une fois le mouvement de saltation initié, il requiert un vent moins fort pour être entretenu dans la mesure où, à chacun de ses sauts, le grain transmet une partie de son énergie cinétique à de nouveaux grains. Notons néanmoins que le mouvement de saltation peut être contrarié par le passage sur une surface rugueuse (ou la végétation sur Terre) et la présence d’une force de cohésion entre les grains (notamment la tension superficielle si les grains sont humides).

Enfin, les grains de plus grande dimension et/ou plus massifs, plus difficiles à soulever (), roulent ou glissent à la surface. Ils se déplacent ainsi de proche en proche sans jamais perdre le contact avec le sol. En réalité, leur mouvement est davantage déclenché par l'impact des particules en saltation plutôt que par l'action du vent. C’est la reptation.

Modes de transport des particules par le vent

Crédit : Y. Reffet

Accumulation : dunes et autres formations éoliennes

Des vents excédant la vitesse seuil de déplacement ont été directement mesurés sur la Terre, Vénus et Titan. Mais cela ne suffit pas à expliquer pourquoi au moins 13% de la surface de Titan, 1.5% des continents terrestres, 0.7% du sol de Mars et 0.004% de la surface de Vénus observée par le Radar de Magellan sont couverts de dunes. Le mécanisme de formation de ces accumulations sableuses est complexe et nous n’en donnerons que le principe ici.

Les premiers grains mis en saltation, en retombant au sol, transmettent une partie de leur énergie à d’autres grains qui peuvent alors plus facilement se mettre en mouvement. La quantité de grains en saltation augmente ainsi progressivement jusqu’à ce que le flux soit saturé c’est-à-dire jusqu’à ce que le fluide ne puisse plus se charger en sable. Commence alors l’accumulation ; le sable érodé en amont se dépose sur le sol. Si la quantité de sable est suffisante, une dune apparaitra.

La morphologie des dunes est très variable (en étoile, barkhane, linéaire, transverse, … etc.); elle dépend non seulement du régime de vent en vigueur (unidirectionnel ou multidirectionnel, permanent ou oscillant) mais aussi de la disponibilité et de la nature des sédiments sur place. Dans les régions où la direction du vent s’inverse périodiquement, à l’échelle d’un jour ou d’une saison, les dunes sont souvent de type linéaire. L’essentiel des dunes observées sur Titan sont de ce type. Elles sont très semblables aux structures observées sur Terre en Namibie ou encore dans le désert d’Arabie Saoudite.

Il est important de souligner que le flux en masse de sédiment transporté par le vent étant proportionnel au cube de la vitesse de cisaillement , l’orientation des dunes est donc plus volontairement contrôlées par des vents rares mais exceptionnellement puissants plutôt que par des vents présents tout au long de l’année mais dont l’intensité est faible. En particulier, il a été récemment montré que les dunes de Titan était sculptées lors de rares tempêtes tropicales, ce qui a permis de résoudre le mystère de leur orientation, contraire à celle des vents moyens prédits par les modèles climatiques mais en accord avec la direction de propagation des vents forts soufflant aux moments des Equinoxes.

Enfin, soulignons qu’il existe d’autres formes édifices éoliens, notamment des yardangs, (crêtes rocheuses sculptée par le vent) et trainées (« wind streaks ») sans expression topographique.

Classification des édifices éoliens

Crédit : Adapté de la Figure 9.12 de H. Jay Melosh (2011)

Destruction : Abrasion, altération physique et altération chimique

Au fur et à mesure, l’écoulement liquide décompose et désagrège le socle rocheux en place (aussi appelé substrat), par altération physique, mécanique mais aussi chimique, et participe ainsi à la production d’une masse sédimentaire ensuite transportée à l’état de grains ou de manière dissoute vers de plus basses altitudes

Altération physique: Plusieurs processus physiques provoquent la fragmentation mécanique du matériel rocheux sans en affecter la composition. En particulier, sur Terre, l’eau, en s’infiltrant, dans les fissures des roches les fragilise et contribue à leur désagrégation par cryoclastie (processus de fragmentation lié au cycle de gel/dégel) ou haloclastie (processus de fragmentation lié à la formation de cristaux de sels suite à l’évaporation de l’eau sur Terre). Ces processus étant liés à des changements de phase de l’agent liquide, ils ne sont sans doute pas très efficaces sur Titan où les variations de température à la surface sont très limitées (<2° pendant la journée, <4° d’une saison à l’autre).

Abrasion mécanique: Les débris solides transportés dans les écoulements sont aussi de puissants agents d’érosion; ils entaillent le substrat rocheux pour creuser des vallées et saper des berges. Un liquide étant plus dense qu’un gaz, l’activité fluviale est un agent d’érosion nettement plus efficace que l’activité éolienne : elle exerce une pression plus forte sur les sols, est capable de transporter des débris plus gros et est davantage aidée dans ses attaques mécaniques par la gravité. Pendant leur transport prolongé, les débris voient généralement leur taille se réduire et leur forme s’arrondir ; 10 km suffisent à façonner un galet de calcaire sur Terre - 300 km pour un galet siliceux. L’ampleur de ce travail d’érosion dépend de la vitesse et de la viscosité du fluide en mouvement ainsi que de la nature (notamment de la dureté) des sédiments et du socle rocheux. Est-ce l’érosion fluviale qui a façonné les pierres arrondies de 2 à 20 cm de diamètre photographiées par la sonde Huygens à la surface de Titan (voir la figure ci-contre)? Et si oui, combien de kilomètres on été nécessaires pour leur donner leur forme ? Des travaux préliminaires sur l’érodabilité de la glace d’eau à -180°C (la matière probable de la croûte de Titan) suggère que l’érosion par les rivières d’hydrocarbure sur Titan est aussi efficace que l’érosion fluviale sur Terre.

« Galets » sur Titan et sur la Terre

Crédit : NASA/JPL/ESA/University of Arizona (Titan) et S.M. Matheson (Terre)

Altération chimique:Les activités pluviale et fluviale peuvent aussi modifier la nature chimique du socle rocheux, notamment par :

• Dissolution (dissociation d’une substance solide dans l’agent liquide): Sur Terre, la dissolution donne naissance des paysages dits « karstiques » (paysages façonnés par l’action de l’eau qui s’infiltre dans le sous-sol, dissout la roche, puis redépose la matière dissoute en créant des formations caractéristiques). Les zones karstiques présentent pour la plupart un paysage tourmenté, un réseau hydrographique essentiellement souterrain et un sous-sol creusé de nombreuses cavités. Le processus de dissolution est sans doute aussi à l’œuvre sur Titan comme le suggère la présence de ce qui ressemblent à des évaporites autour des lacs ainsi que la morphologie de certains de ces lacs (voir la figure ci-contre). La glace d’eau pure étant très peu soluble dans le méthane liquide, il est plus probable que ces paysages aient été creusés dans une couche sédimentaire constituée des produits de la photochimie atmosphérique accumulés pendant des millions d’années.
• Oxydation (perte d’un électron par un atome ou une molécule): L’oxydation affecte particulièrement les minéraux riches en fer (pyroxène, olivine, amphiboles…) qui prennent alors une teinte brun-rouge caractéristique. Pour autant, le processus d’oxydation peut se passer d’eau liquide : c’est l’oxydation des silicates ferreux de la surface après photolyse de la vapeur d’eau de l’atmosphère qui est responsable de la couleur rouge/rouille de la surface de Mars.
• Hydratation (fixation d’une molécule d’eau dans la structure des éléments de la roche): L’hydratation affecte les minéraux capables de fixer une molécule d’eau dans leur structure. Néanmoins, seule une présence durable de l’eau liquide peut entrainer une altération poussée des silicates. C’est la découverte d’argiles hydratées dans les terrains noachiens (très cratérisés donc vieux) de Mars et le constat de leur absence dans les terrains plus jeunes qui a prouvé que la présence de l’eau liquide ne pouvait être qu’épisodique sur Mars depuis 3.7 milliard d’années.

Figures karstiques sur la Terre et sur Titan

Initiation

On l’a vu avec l’activité éolienne, la capacité d’un fluide à mobiliser un sédiment de diamètre d et de densité σ dépend de la densité ρ du fluide, de sa viscosité η et, bien sûr, de sa vitesse d’écoulement. En utilisant une loi d’échelle, l'appliquette "Erosion" permet de comprendre comment les différents paramètres en jeu agissent sur la mise en mouvement de la matière sédimentaire et de comparer l’action d’entrainement du vent sur différents corps planétaires à celle d’un solvant liquide (eau ou méthane liquide). Cependant, sans entrer dans le détail, soulignons que le modèle d’initiation de mouvement présenté dans la section "Activité éolienne: transport (initiation)" s’applique mal au mouvement des petites particules dans un fluide liquide, notamment parce que les forces de cohésion sont moindres et de natures différentes que celles en jeu dans un fluide gazeux. La figure ci-contre montre que des vitesses d’écoulement moins importantes sont requises pour transporter des petites particules dans l’eau ou le méthane liquide.

Suspension, saltation, traction

Une fois mis en mouvement, les sédiments peuvent être transportés. Les modes de transport des sédiments par un agent liquide sont sensiblement les mêmes que ceux vu pour l’activité éolienne: suspension (les particules ne sont jamais en contact avec le fond de la rivière), saltation (les grains se déplace en rebondissant sur le fond) et traction (les grains se déplacent en roulant ou en glissant au fond sans jamais perdre le contact avec le sol). Le transport des sédiments dans un liquide par saltation ou traction est aussi appelé charriage. A cette liste vient néanmoins s’ajouter la possibilité de transporter certains composés sous une forme dissoute (voir ici). Soulignons que l’addition d'une faible quantité de substance en suspension ou en solution peut augmenter grandement la viscosité du liquide.

Pour prédire le mouvement d’un grain dans une rivière, on peut comparer la vitesse de cisaillement du fluide à ce qu’on appelle la vitesse de sédimentation c’est-à-dire la vitesse minimale qu'un flot doit avoir pour transporter, plutôt que déposer, un sédiment de diamètre d et de densité σ. La vitesse de sédimentation est à l’activité fluviale ce que la vitesse terminale est à l’activité éolienne. Elle dépend de la pesanteur, de la taille de la particule, de sa densité et de celle du fluide, et, pour les plus petites particules (celles dont le nombre de Reynolds est inférieur à 1), de la viscosité du fluide.

A l’instar de ce que l’on a vu pour l’érosion éolienne, la vitesse de sédimentation peut s’écrire: pour les petites particules sphériques autour desquels l’écoulement est laminaire et pour les particules sphériques plus grosses dont autour desquels l’écoulement est de nature turbulente.

Si l’écoulement est gravitaire (uniquement produit par l’action de la pesanteur), la vitesse de cisaillement basal (au fond d’un lit de rivière) est lié, en première approximation, à la profondeur du flot h (ou la hauteur des « eaux »), à la pente du lit () et à la gravité par la relation : . Dans la pratique, on peut considérer que si , les grains sont suspendus dans le liquide et si , ils sont charriées (par saltation ou traction) ; les sédiments restent alors confinés dans une zone proche du fond. Plus la pente locale est forte ou plus le niveau des «eaux» est haut (notamment en période de crue), plus la matière sédimentaire sera facilement et abondamment transportée.

Notons que parce que la vitesse de l’écoulement n'est pas constante sur une section de cours d'eau (elle est maximale un peu en-dessous de la surface et dans l'axe du cours d'eau et minimale sur le fond et près des berges), une rivière profonde aura peu d'action sur le fond au contraire d’un écoulement très superficiel (quelques décimètres). Sur Terre, à vitesse égale en surface, la force érosive des wadi (lits de rivières généralement asséchées, en milieu aride) est en effet bien plus forte que celle des rivières des pays tempérés.

La figure ci-contre illustre les modes de transport des gros grains sédimentaires sur la Terre, Titan et Mars. Elle montre notamment que, pour une même vitesse d’écoulement, des sédiments plus gros peuvent être charriés sur Titan par rapport au cas terrestre. D’autre part, du fait de leur densité plus faible, les sédiments composés de glace sont a priori plus faciles à transporter que des sédiments de nature organique.

Conditions à la surface

L'observation de la seule biosphère connue à jour (celle de la Terre) conduit les exobiologistes à poser comme nécessaire la présence d'eau liquide (ou au moins d'un liquide aux propriétés analogues comme l'ammoniac) à la surface d'une planète pour qu'une chimie prébiotique complexe, puis une activité biologique au sens propre, puisse s'y développer. Si bien que la notion d'habitabilité planétaire est de nos jours quasiment devenue un synonyme de présence possible d'eau liquide.

Or, si la disponibilité de l'eau dans l'Univers ne fait guère de doutes (la molécule H₂O étant l'une des plus répandues), la question de son apport sur les planètes telluriques fait encore l'objet de débats. Surtout, la permanence de son état liquide est encore plus difficile à obtenir, et nécessite une fourchette de conditions de pression et de température bien particulières (ainsi, à la pression atmosphérique terrestre, doit-on se trouver entre 0°C et 100°C pour que l'eau puisse demeurer liquide). Les conditions de pression et de température au sein des atmosphères planétaires de leur sommet jusqu'à l'éventuelle surface constituent donc l'un des facteurs essentiels conditionnant les phénomènes pouvant s'y dérouler (qu'ils soient de nature biologique, ou plus simplement chimique ou météorologique).

Classification des atmosphères planétaires

Typologie des atmosphères planétaires en fonction de la température (abscisse) et de la masse de la planète (ordonnée). Les atmosphères habitables correspondent à la zone centrale, où l'eau peut se trouver sous forme de glace, de vapeur et, de façon cruciale, liquide.

Crédit : Tiré de Forget & Leconte (2013)

Observables à distance

Une autre question cruciale est celle de la détectabilité de telles planètes dans notre voisinage galactique. Le seul moyen envisageable pour caractériser ces planètes consiste en l'étude spectroscopique (c'est-à-dire, décomposé selon ses différentes "couleurs") du rayonnement qui nous parvient. Ce rayonnement peut nous parvenir principalement par deux processus physiques distincts :

• par la réflexion de la lumière (surtout visible) en provenance de l'étoile-hôte. Cette réflexion est fortement influencée par l'atmosphère entourant la planète, et tout particulièrement par les éventuels nuages. Or ces nuages sont constitués de particules solides et/ou liquides en suspension dans l'atmosphère (sur Terre, principalement des gouttes d'eau liquide ou des cristaux de glace d'eau), et ne peuvent être présents que si une telle condensation est possible, d'où l'importance de connaître les conditions de pression et de température au sein de ces atmosphères. De plus, certains composés gazeux peuvent absorber la lumière stellaire réfléchie dans certaines régions du spectre qui leur sont propres, permettant ainsi d'analyser à distance la composition chimique de l'atmosphère.
• par l'émission thermique propre de la planète. Cette émission thermique est conditionnée par les températures des différentes couches de l'atmosphère et de la surface, ainsi que par la capacité de ses constituants à émettre et absorber efficacement ce rayonnement thermique. Son analyse spectroscopique nécessite donc une bonne compréhension des mécanismes en jeu dans cette émission. Ceci permet en retour de pouvoir mesurer à distance la composition et/ou la température au sein d'une atmosphère distante de plusieurs années-lumière...

Définition et intérêt

Une des plus importantes caractéristiques des atmosphères planétaires est leur épaisseur verticale. En toute rigueur, leur densité décroît continûment avec l'altitude jusqu'à rejoindre celle du milieu interplanétaire, si bien qu'il est difficile de leur attribuer une épaisseur bien définie. On peut néanmoins caractériser la rapidité avec laquelle cette densité décroît avec l'altitude (atmosphère plus ou moins bien "tassée" verticalement). Cela définit ce que l'on appelle l'échelle de hauteur atmosphérique, qui représente la différence d'altitude entraînant une division de la pression atmosphérique (liée à la densité) par un facteur constant (). Le lecteur intéressé par une définition quantitative pourra se reporter ici.

Facteurs influant sur l'échelle de hauteur

Cette échelle de hauteur est le résultat du compromis entre deux phénomènes physiques : la gravitation qui tend à tasser les molécules de l'atmosphère vers le bas, et l'agitation thermique des molécules qui tend à les disperser dans tout l'espace, y compris vers le haut. À ce titre, et toutes choses égales par ailleurs, l'échelle de hauteur atmosphérique est :

• d'autant plus grande que la température de l'atmosphère est élevée.
• d'autant plus petite que la gravité de la planète est élevée ou le gaz constituant l'atmosphère est dense.

Dans le système solaire, les valeurs extrêmes vont de pour la Terre à environ pour Saturne. Ces valeurs sont en général très petites devant le rayon de la planète, si bien que l'on peut négliger la courbure de la planète et considérer l'atmosphère comme une succession de couches planes empilées de bas en haut. C'est ce que l'on appelle l'approximation plan-parallèle.

Définition

Là où la convection est le mode de transport dominant d'énergie dans une atmosphère, on constate une décroissance régulière de la température avec l'altitude selon un coefficient (en °C/km ou K/km) appelé gradient adiabatique. En effet, si l'on considère une masse de gaz au cours de son transport dans un courant de convection vertical, celle-ci devra lutter contre la pesanteur et donc fournir de l'énergie pour ce faire. Or, le seul "réservoir" d'énergie d'un gaz parfait réside dans sa capacité calorifique. Il y aura donc une conversion partielle de son énergie thermique (en fait, de son enthalpie puisqu'on y inclut le travail des forces de pression) vers de l'énergie potentielle de pesanteur, et donc une baisse de la température de la parcelle d'air d'autant plus grande que celle-ci aura acquis davantage d'altitude (voir ici pour la démonstration). Si une région de l'atmosphère est soumise à cette circulation et en négligeant les autres modes de transport d'énergie, la température y décroît alors avec l'altitude en suivant ce gradient adiabatique.

Troposphère

La couche atmosphérique où la convection est le mode dominant de transport d'énergie s'appelle la troposphère, caractérisée par la décroissance en température décrite ci-dessus. C'est la couche atmosphérique la plus profonde, au contact de la surface pour les planètes telluriques. Au-dessus de la troposphère, les densités plus faibles rendent le transport d'énergie par rayonnement comparativement plus efficace que la convection, car le milieu dilué devient davantage transparent au rayonnement thermique.

Définition

Le corps noir est un objet physique idéal qui absorbe tout le rayonnement électromagnétique qu'il reçoit (sa réflectivité est donc nulle à toutes les longueurs d'onde).

Propriétés

La propriété fondamentale du corps noir est que l'intégralité du rayonnement électromagnétique en provenance de cet objet est d'origine thermique. Le spectre de ce rayonnement ne dépend alors que de la température du corps noir en question. En particulier :

• La puissance rayonnée par un corps noir sur l'ensemble du spectre dans un demi-espace et par unité de surface émettrice est proportionnelle à la puissance quatrième de sa température absolue . La constante de proportionnalité est appelée constante de Stefan-Boltzmann. Cela implique qu'un doublement de la température absolue d'un corps noir entraîne une multiplication par 16 de la puissance émise !
• Le spectre de ce rayonnement tend vers zéro aux deux extrémités du spectre (très courtes et très longues longueurs d'onde). Il présente un pic qui se décale vers les courtes longueurs d'onde selon l'inverse de la température absolue du corps noir : (loi de Wien). La constante est appelée constante de Wien.

Corps noirs approchés

Certains objets réels sont de bonnes approximations du corps noir idéal, du moins sur certains intervalles de longueur d'onde et dès que le rayonnement réfléchi y est négligeable devant l'émission thermique et en l'absence de processus d'émission autres que thermiques. C'est par exemple le cas de la plupart des objets du quotidien dans le domaine infrarouge moyen (pour les longueurs d'onde autour de .), ou encore des étoiles dans le domaine visible.

Domaines visibles et infrarouge thermique

Il est d'usage de distinguer deux intervalles spectraux différents lorsque les planètes ont une température notablement plus faible que leur étoile (ce qui est toujours le cas dans le système solaire, mais pas toujours pour les planètes extrasolaires !).

• Domaine UV-visible-proche IR C'est dans ces longueurs d'onde que la grande majorité de la puissance stellaire est émise. Cela recouvre en général l'UV, le visible et une partie du proche infrarouge (inférieure à ).
• Domaine infrarouge thermique C'est le domaine de longueurs d'onde où les planètes émettent l'immense majorité de leur puissance. Cela concerne les longueurs d'onde supérieures à et jusqu'à quelques dizaines de micromètres (d'autant plus que la planète est froide).

Définition

La température d'équilibre d'une planète est la température théorique de sa surface (si on suppose cette température uniforme) en l'absence d'atmosphère. C'est une grandeur théorique qui n'a pas vocation à être mesurée, contrairement à la température effective.

Bilan de rayonnement

La température d'équilibre se détermine à partir d'un simple bilan de rayonnement (visible et thermique). Cela revient à négliger les autres sources d'énergie que le rayonnement de l'étoile hôte (le Soleil pour la Terre par exemple) : géothermie, réactions chimiques ou nucléaires, transitions de phase, etc. Sont pris en compte :

• Rayonnement reçu Il s'agit du rayonnement en provenance de l'étoile hôte. Il n'arrive que sur la face éclairée de la planète (côté jour), avec une inclinaison variable.
• Rayonnement réfléchi C'est la part du rayonnement reçu par la planète qui est renvoyé vers l'espace. Le rapport entre la puissance reçue et la puissance réfléchie porte le nom d'albédo bolométrique.
• Rayonnement thermique Il est émis par la totalité de la surface planétaire (côtés jour et nuit) qui se comporte en excellente approximation comme un corps noir dans l'infrarouge thermique. Ce rayonnement dépend donc de la température de surface.

La température de surface influe ici sur le rayonnement thermique. Elle est égale à la température d'équilibre lorsque le bilan est équilibré, à savoir : Puissance lumineuse reçue = Puissance lumineuse réfléchie + Puissance rayonnée thermiquement, ce qui est équivalent à Puissance lumineuse absorbée = Puissance rayonnée thermiquement.

Détermination de la température d'équilibre

Bilan de puissance pour une planète sans atmosphère : le flux reçu de l'étoile équilibre la somme du flux réfléchi par la planète et du flux rayonné thermiquement (en rouge), qui dépend fortement de la température de la planète. Ce bilan peut donc servir à déterminer cette température, appelée température d'équilibre.

Crédit : Emmanuel Marcq

Influence des différents paramètres

• Taille de la planète Elle n'influe pas sur la température d'équilibre : les puissances reçues, réfléchies et rayonnées thermiquement varient toutes de façon proportionnelle à la surface de la planète, qui n'a donc pas d'influence sur la température d'équilibre.
• Puissance rayonnée par l'étoile Toutes choses égales par ailleurs, la température d'équilibre croît avec la puissance totale rayonnée par l'étoile (l'étoile pouvant être considérée comme un corps noir, cette puissance totale dépend de la température à la surface de l'étoile et du rayon de l'étoile).
• Distance entre l'étoile et la planète À puissance rayonnée par l'étoile donnée, une planète capte une proportion plus importante de ce rayonnement si elle se trouve à proximité de l'étoile, comme on pouvait s'y attendre.
• Albédo de la planète Un albédo élevé signifie que la planète absorbe une plus faible partie du rayonnement stellaire incident, ce qui tend à diminuer la température d'équilibre. Ainsi, la température d'équilibre de la Terre est plus élevée que celle de Vénus bien qu'elle reçoive environ deux fois moins de puissance solaire, car l'albédo de Vénus très élevé résulte en une puissance solaire absorbée moindre pour Vénus.

Définition

La température effective est une mesure de la puissance émise thermiquement par une planète. Elle se définit comme la température du corps noir (idéal) émettant la même puissance totale (en comptant toutes les longueurs d'onde) que la planète par unité de surface. Contrairement à la température d'équilibre, c'est une grandeur expérimentalement mesurable.

Comparaison entre température effective et température d'équilibre

Nous connaissons assez bien le système solaire pour pouvoir mesurer les températures effectives des planètes et les comparer aux températures d'équilibre théoriques. Le résultat est résumé sur le tableau ci-dessous :

Pour la plupart des planètes extrasolaires (hormis les plus grosses et les plus chaudes), seule la température d'équilibre peut être estimée (en supposant un albédo donné par un modèle théorique). Les ordres de grandeur de ces deux températures sont comparables lorsque la source d'énergie principale de l'atmosphère est le rayonnement de l'étoile hôte, comme c'est le cas dans le système solaire. Pour les planètes telluriques (et le satellite de Saturne Titan), ces deux températures sont mêmes égales car les sources d'énergie interne à la planète ont un effet négligeable sur l'atmosphère, ce qui n'est pas le cas pour les géantes gazeuses.

Comparaison entre température effective et température de surface

On constate également sur le tableau précédent que pour les corps possédant une surface solide, la température moyenne de la surface est toujours au moins égale à la température effective (égale pour un corps sans atmosphère comme la Lune ou bien Mercure, supérieure pour ceux possédant une atmosphère). Ce phénomène est appelé effet de serre et sera expliqué plus en détail à la page suivante.

Origine

Le phénomène essentiel à l'origine de l'effet de serre au sein d'une atmosphère réside dans la différence d'absorption des rayonnements infrarouge thermique (en provenance de la planète) et visible/UV (en provenance de l'étoile) par les constituants de l'atmosphère. Les constituants gazeux d'une atmosphère (en excluant les particules solides ou liquide en suspension comme les poussières ou les cristaux et gouttelettes des nuages) sont en général transparents pour la lumière visible émise par leur étoile. En revanche, certains de ces gaz (comme la vapeur d'eau H₂O, le dioxyde de carbone CO₂ ou encore le méthane CH₄) absorbent très bien le rayonnement infrarouge d'origine thermique émis par la planète.

Mécanisme

Cette différence d'absorption entre les rayonnements conduit à une séparation entre les régions :

• où l'énergie rayonnée en provenance de l'étoile (en visible) est absorbée : au niveau de la surface pour les planètes telluriques, dans l'atmosphère profonde pour les planètes géantes.
• où l'énergie rayonnée en provenance de la planète (en infrarouge) est émise vers l'espace. Ce rayonnement thermique infrarouge est émis à une altitude d'autant plus élevée que l'atmosphère est opaque aux infrarouges : il faut que les couches émettrices puissent rayonner directement vers l'espace.

Or, le bilan d'énergie de la planète impose que ce soit la couche rayonnant vers l'espace qui soit à la température effective permettant un équilibre entre la puissance reçue et celle absorbée. Il faut donc que l'énergie absorbée en profondeur puisse être transportée jusqu'à cette altitude de rayonnement. Comme l'atmosphère profonde située entre ces deux niveaux est opaque aux infrarouges, le rayonnement n'est pas le mode le plus efficace de transport, et c'est la convection qui prend le relais. Cette atmosphère profonde, s'étendant depuis l'altitude d'émission infrarouge jusqu'en bas (surface ou intérieur planétaire pour les géantes) n'est autre que la troposphère définie précédemment. Afin que ce transport d'énergie par convection puisse avoir lieu, il faut que la température de surface soit plus élevée que celle au sommet de la troposphère selon le gradient adiabatique. La température au sommet de la troposphère étant égale à la température effective, la température de surface est en conséquence plus élevée, ce qui est la définition même de l'effet de serre.

Effet de serre et profil thermique

Effet de serre modéré (à gauche) et intense (à droite). L'augmentation de l'opacité infrarouge de l'atmosphère (à droite) force le rayonnement thermique à provenir de couches plus élevées (à partir du pointillé rouge). La troposphère, zone où la convection assure le transport d'énergie vers le haut (flèches blanches) et où le profil de température est linéaire, s'étend donc plus profondément. Cela conduit à une température de surface plus élevée : l'effet de serre a augmenté (mais le profil de température dans la zone supérieure radiative reste inchangé ! Le bilan radiatif global et donc la température effective restent identiques.)

Crédit : Emmanuel Marcq

Mésosphère

La couche atmosphérique située au-dessus de la troposphère est (en général, voir page suivante) appelée mésosphère. Le transport d'énergie s'y fait exclusivement par rayonnement. La température y décroît avec l'altitude en tendant vers une valeur appelée température de peau atmosphérique. Cette décroissance s'y effectue de façon beaucoup plus modérée que dans la troposphère située en dessous et soumise au gradient adiabatique.

Thermosphère

Au sommet de la mésosphère, l'atmosphère devient complètement transparente à tous les rayonnements (les rayonnements visible ou IR thermique ne peuvent donc y déposer leur énergie) et extrêmement ténue (la convection est donc inefficace). Le transport d'énergie y est donc assuré faute de mieux par des processus de conduction qui sont eux-mêmes très inefficaces à grande distance. Cette zone connaît donc d'énormes contrastes de température verticaux et horizontaux car l'énergie qui y est déposée par les particules énergétiques de l'espace interplanétaire ou les rayonnements X et γ de l'étoile s'évacue très difficilement, ce qui conduit à l'appellation de thermosphère. La température y croît avec l'altitude, comme montré plus en détail ici.

Stratosphère

Certaines atmosphères planétaires possèdent une couche supplémentaire appelée stratosphère située entre la troposphère et la mésosphère. Cette couche est une couche radiative (la convection n'y joue aucun rôle dans le transport vertical de la chaleur) et connaît une inversion de température : la température y croît avec l'altitude ! Cette inversion est causée par une absorption partielle de la lumière et/ou des UV stellaires assez haut dans l'atmosphère, si bien que cette énergie ne peut pas s'évacuer par convection et seulement difficilement par radiation. Il se crée alors une anomalie chaude qui déforme le profil de température, allant jusqu'à l'inversion de température.

Dans le système solaire, Vénus et Mars ne possèdent pas de stratosphère (ces atmosphères principalement constituées de CO₂ rayonnent très efficacement en infrarouge le peu de puissance absorbé à haute altitude, si bien que les anomalies de températures n'altèrent pas la forme du profil thermique). La Terre en possède une, causée par l'absorption des UV solaires par l'ozone (O₃), sous-produit du dioxygène (O₂) d'origine biologique. Les planètes géantes en possèdent également (causée par des composés hydrocarbonés absorbant les UV) ainsi que Titan (par absorption des UV solaires sur les particules du brouillard photochimique produit dans la haute atmosphère).

Profils thermiques des trois atmosphères telluriques du système solaire

Profils thermiques de Mars, Vénus et de la Terre. Les profils thermiques des atmosphères de Mars et de Vénus ne comportent pas de stratosphère, tandis que l'atmosphère terrestre en comporte une, située d'après ce graphique entre 10 et 50 km d'altitude.

Crédit : Laboratory for Atmospheric and Space Physics, traduit et adapté par E. Marcq

Spectre du corps noir

L'intensité lumineuse , définie comme la puissance émise par unité de surface émettrice, par angle solide autour de la direction du rayon et par unité de longueur d'onde émise par tout corps noir idéal de température , est donnée par la loi de Planck :

où , et désignent respectivement les constantes fondamentales de Planck, de la vitesse de la lumière et de Maxwell-Boltzmann. Cette fonction possède des propriétés mathématiques aux conséquences importantes pour la suite du cours.

Émissivité

Le corps noir est un modèle abstrait que l'on ne rencontre pas dans la vie courante. Le spectre thermique émis par un corps donné se trouvant à l'équilibre thermodynamique à la température peut alors s'exprimer comme où est une grandeur sans dimension appelée émissivité (qui dépend de la température, mais de façon moins marquée que la fonction de Planck si bien que par souci d'alléger les notations, on ne la note pas en général comme on le devrait en toute rigueur).

Conséquences

• Comme l'absorbance est comprise entre et quelle que soit la longueur d'onde, l'émissivité l'est aussi. Il en résulte qu'aucun corps ne peut rayonner plus efficacement que le corps noir à longueur d'onde et température donnée.
• Le corps noir ayant par définition une émissivité constante avec la longueur d'onde et égale à , son absorbance est aussi égale à l'unité quelle que soit la longueur d'onde, ce qui justifie son nom de corps noir au sens où il ne réfléchit aucun rayonnement incident.
• À l'inverse, un réflecteur parfait qui n'absorberait aucun rayonnement serait également dans l'impossibilité d'émettre quelque rayonnement thermique que ce soit. Une application dans la vie courante de ce phénomène est l'aspect métallique et réfléchissant des objets traités pour éviter les pertes thermiques radiatives : couvertures de survie, bouteilles Thermos : en augmentant leur réflectivité, on abaisse leur absorbance, et donc leur émissivité aussi.

Détermination du flux incident sur la planète

• Puissance lumineuse émise par l'étoile : elle s'obtient au moyen de la loi de Stefan-Boltzmann, de la température et de la superficie de la photosphère de l'étoile (sa "surface" visible) :
• Flux reçu au niveau de l'orbite de la planète : en supposant le milieu interplanétaire transparent, la puissance émise par l'étoile se dilue (mais sans absorption) sur des sphères concentriques à l'étoile de plus en plus grandes. En notant la distance de l'étoile à la planète, on obtient alors un flux (puissance par unité de surface réceptrice)

Équation hydrostatique en géométrie plan-parallèle

Cette équation relie l'augmentation de la pression en descendant avec la masse volumique locale (autrement dit, elle exprime le fait que l'origine physique de la pression au sein des atmosphères est le poids de la colonne de gaz située à la verticale). La différence de pression entre le haut et le bas d'une couche d'épaisseur (la direction verticale étant bien définie en géométrie plan-parallèle) dépend donc de la masse contenue dans un volume de section horizontale et d'épaisseur , d'où, par équilibre des forces verticales s'exerçant sur ce volume

Équilibre hydrostatique

Schéma des forces appliquées à une tranche d'air à l'équilibre.

Crédit : Emmanuel Marcq

Une simplification par fait donc apparaître : la pression décroît bien avec l'altitude, selon la masse volumique et la gravité locales.

Reformulation de l'équation d'état du gaz parfait

La forme habituelle de cette équation , où désigne la constante des gaz parfaits, P la pression, V le volume occupé, n le nombre de moles et T la température n'est pas vraiment adaptée à une formulation locale (intensive, dirait-on en thermodynamique). Il vaut mieux la présenter sous la forme , où l'on voit apparaître la densité molaire (homogène à des ) locale. Or, cette grandeur est proportionnelle à la masse volumique selon la relation où désigne la masse molaire. Il est alors possible d'exprimer la masse volumique du gaz parfait en fonction des conditions de pression et température locales, ainsi que de la masse molaire du gaz constituant : .

Autre interprétation de l'échelle de hauteur

On peut reformuler la constante des gaz parfaits selon où désigne la constante de Maxwell-Boltzmann et la constante d'Avogadro, puis simplifier dans l'expression de . On obtient alors où désigne la masse d'une molécule de gaz : une molécule de gaz à la hauteur caractéristique possède donc une énergie potentielle de pesanteur du même ordre que son énergie cinétique microscopique (thermique) moyenne. On comprend donc bien pourquoi représente le compromis entre l'agitation thermique qui tend à disperser les atmosphères ( est croissant avec ), et le poids qui a tendance à tasser les atmosphères vers le bas : décroît avec (atmosphère dense) et (gravité forte).

Cadre du modèle

Dans un modèle purement radiatif d'une colonne d'atmosphère (sans convection ni conduction), il est relativement facile d'estimer l'effet de serre causé par une atmosphère (transparente en lumière visible et partiellement opaque au rayonnement infrarouge thermique) entourant une planète tellurique.

On supposera que la surface possède une émissivité égale à en infrarouge thermique, et que celle de l'atmosphère (directement reliée à son absorbance via la loi de Kirchhoff) est prise constante et égale à dans tout le domaine infrarouge thermique (c'est ce que l'on appelle l'approximation grise). L'atmosphère est considérée ici isotherme à la température . On négligera aussi les flux d'énergie éventuels provenant de l'intérieur de la planète, et on supposera que l'étoile émet de façon négligeable dans l'infrarouge thermique, situé loin de son maximum d'émission dans le visible (ou le proche IR pour les plus froides d'entre elles).

Bilans de flux

Représentation des flux rayonnants

Représentation schématique des flux (bleu pour le domaine stellaire visible-UV-proche IR, rouge pour le domaine infrarouge thermique).

Crédit : Emmanuel Marcq

La situation est très simple pour les flux stellaires. désigne le flux moyen à la surface de la planète, qui se déduit du flux à incidence normale appelé constante solaire (ou stellaire) par l'égalité des puissances : (voir le raisonnement définissant la température d'équilibre pour plus de détails, désigne ici le rayon planétaire). On en déduit immédiatement : un facteur 2 s'explique aisément par le fait que seul un hémisphère est éclairé, et l'autre facteur 2 par la moyenne du cosinus de l'angle d'incidence intervenant dans le calcul local du flux.

En vertu de la définition de l'émissivité, l'atmosphère rayonne donc dans chacun des demi-espaces inférieur (vers la surface) et supérieur (vers l'espace). En vertu de la loi de Kirchhoff, cette émissivité est égale à son absorbance, si bien que la fraction complémentaire du rayonnement en provenance de la surface (considérée comme un corps noir) réussit à la traverser, le reste étant absorbé (on néglige les processus de diffusion ici ; seules les émissions et absorptions sont prises en compte).

Le bilan des flux à la surface donne alors à l'équilibre radiatif (synonyme d'égalité entre la somme des flux entrants et la somme des flux sortants) : , tandis que celui au niveau de la couche atmosphérique donne . Nous avons donc deux équations pour les deux inconnues et , et la résolution du système donne alors : et où l'on aura reconnu la température d'équilibre définie précédemment.

Discussion

• Dans la limite transparente où , et : la surface retrouve alors la température d'équilibre, ce qui est normal pour une atmosphère à la fois transparente en lumière stellaire et en infrarouge thermique (atmosphère radiativement inerte ne causant aucun effet de serre). La température atmosphérique tend alors vers une valeur appelée température de peau et typique des couches quasi-transparentes en approximation grise.
• Dans la limite opaque où , et : le rayonnement s'échappant vers l'espace provient alors uniquement de l'atmosphère, qui se met donc à la température d'équilibre. La surface reçoit donc du rayonnement infrarouge atmosphérique en plus du seul rayonnement stellaire (qui pris isolément la maintiendrait déjà à une température de ), si bien que sa température s'élève : c'est ce que l'on appelle l'effet de serre, plafonnant dans ce modèle à une seule couche atmosphérique isotherme à une augmentation de la température absolue (mesurée en Kelvins) de .

Limite du modèle à une seule couche

Le modèle vu précédemment a l'inconvénient de ne pas pouvoir excéder une augmentation de température à la surface de . Ceci est insuffisant dans le cas des atmosphères très épaisses comme celle de Vénus, où le rapport excède ! Cela signifie que de telles atmosphères ne peuvent se modéliser par une unique couche isotherme, même totalement absorbante aux rayons infrarouges. Il existe différents modèles plus complexes permettant de mieux rendre compte des effets de serre intenses.

Modèles à plusieurs couches

Une première idée est d'ajouter, au-dessus de la première couche atmosphérique complètement opaque au rayonnement thermique de la planète, une ou plusieurs couches (la dernière couche immédiatement avant l'espace pouvant être partiellement transparente). Ces différentes couches atmosphériques peuvent alors chacune adopter des températures différentes, et former ainsi un profil de température décroissant avec l'altitude. Il faut ainsi environ une centaine de couches opaques pour rendre compte de la température de surface de Vénus.

L'étude d'un modèle à deux couches atmosphériques fait l'objet du mini-projet associé à ce chapitre.

Modèles radiatifs continus

Une vision plus réaliste mais ne faisant toujours intervenir que des échanges d'énergie par rayonnement consiste à découper l'atmosphère en un mille-feuille constitué d'une infinité de couches atmosphériques infiniment fines (d'un point de vue radiatif). En restant dans l'approximation grise en infrarouge thermique et transparente en lumière visible, il est même possible (mais hors-programme au niveau licence) de démontrer l'expression du profil de température en fonction de la profondeur optique en infrarouge thermique : . Notons que dans ce modèle, on obtient : le seul équilibre radiatif tend à créer une discontinuité de température au niveau de la surface, ce qui déclencherait alors des processus de convection pour y remédier. Un tel contraste thermique est néanmoins observable à la surface des planètes telluriques éclairées par le Soleil, comme une plage sur Terre par beau temps (le sable peut alors être brûlant et l'air frais), ou mieux encore dans les déserts de Mars.

Néanmoins, dans les atmosphères épaisses ou pour expliquer l'existence des stratosphères, l'absorption de la lumière stellaire par l'atmosphère doit être prise en compte (par exemple, seuls quelques pourcents de la lumière solaire atteint directement la surface de Vénus). Des expressions analytiques deviennent alors délicates à trouver, mais des modèles numériques peuvent être utilisés pour déterminer les profils de température dans une colonne d'atmosphère (ce que l'on appelle un modèle 1D radiatif). On peut également profiter de la puissance de calcul des ordinateurs pour abandonner d'autres approximations : il est par exemple indispensable d'abandonner l'approximation grise en infrarouge thermique si l'on veut simuler le spectre du rayonnement thermique émis par la planète.

Gradient adiabatique humide

Certaines atmosphères comportent des espèces chimiques condensables. L'exemple par excellence est la vapeur d'eau sur Terre, qui peut se condenser en glace ou un eau liquide. On rencontre aussi ce cas de figure sur Titan avec cette fois le méthane, ou encore dans les atmosphères des géantes gazeuses au niveau de leurs couches nuageuses. Le bilan précédent doit alors être modifié pour tenir compte de la libération de chaleur latente causée par le changement d'état qui peut arriver lorsque l'espèce condensable est saturée.

Le nouveau bilan d'enthalpie est alors donné par où désigne l'enthalpie massique de condensation et la masse d'espèce volatile qui se condense au cours du déplacement au sein de la parcelle de gaz. On arrive alors à l'expression suivante pour le nouveau gradient adiabatique (dit gradient adiabatique humide) : où désigne la fraction massique du volatil au sein de la parcelle de gaz. On constate alors que est plus faible que en valeur absolue : la libération de chaleur latente par liquéfaction ou condensation compense partiellement le refroidissement dû à l'ascension.

Nécessité du phénomène de convection

La comparaison entre le profil thermique à un instant donné et le gradient adiabatique au même endroit permet de connaître la stabilité de l'atmosphère vis-à-vis des phénomènes de convection. Supposons pour bien comprendre un profil thermique isotherme. Si un mouvement local amène une parcelle de gaz à un niveau plus élevé de façon assez rapide pour qu'aucun échange thermique n'ait lieu (par conduction ou rayonnement), celle-ci va se refroidir en suivant le gradient adiabatique, et sera donc plus froide et plus dense que ses environs immédiats. Cette parcelle aura donc tendance à retomber jusqu'à son niveau de départ, puisqu'un gaz plus froid est également plus dense toutes choses égales par ailleurs : par exemple, pour un gaz parfait, . On est donc en présence d'une atmosphère stable.

À l'inverse, si le profil thermique décroît plus fortement avec l'altitude que ce qu'indique le gradient adiabatique, cette parcelle de gaz sera certes refroidie si elle est soumise à un déplacement ascendant adiabatique, mais elle se retrouvera tout de même légèrement plus chaude que l'atmosphère environnante, et donc moins dense. Elle pourra donc continuer son mouvement ascendant jusqu'à ce qu'elle rencontre une zone stable où le profil thermique décroît moins vite que le gradient adiabatique. Une telle zone où des mouvements de convection à grande échelle peuvent se développer à partir d'une petite perturbation est dite instable. L'effet à long terme de ces mouvements de convection va conduire à un mélange qui homogénéisera le profil vertical de température jusqu'à retrouver une situation marginalement stable, c'est-à-dire avec un profil thermique suivant exactement le gradient adiabatique.

Stabilité du profil thermique

Sur l'image de gauche, le profil thermique décroît rapidement avec l'altitude (dégradé de couleur rouge vers bleu). Si une masse d'air (délimitée par l'ellipse pleine) est amenée de façon adiabatique à un niveau supérieur, son refroidissement adiabatique est insuffisant par rapport aux alentours et elle reste plus chaude que ses environs. Elle peut alors continuer à monter, le profil thermique est instable. Sur l'image de droite, le profil thermique décroît très lentement avec l'altitude. La même masse d'air montant alors plus haut se retrouve plus froide que ses environs, et retombe alors à son niveau de départ. Le profil thermique est convectivement stable.

Crédit : Emmanuel Marcq

Troposphère

Les profils thermiques purement radiatifs tels que ceux modélisés ici ont tendance à voir leur pente croître en valeur absolue à mesure que la profondeur optique infrarouge croît en s'enfonçant dans l'atmosphère profonde. Sous couvert d'hypothèses raisonnables concernant la composition du gaz considéré parfait (pour ) et la croissance de selon le niveau de pression dans l'atmosphère, il est possible (mais hors-programme) de montrer que la pente du profil radiatif excède, en valeur absolue, le gradient adiabatique pour voisin de l'unité. Les régions atmosphériques situées en dessous () deviennent donc instables vis-à-vis de la convection qui s'y développe, et le profil thermique se met alors à suivre non plus la valeur donnée par le seul équilibre radiatif, mais le gradient adiabatique. On appelle cette couche atmosphérique troposphère. Les couches situées au-dessus () sont quant à elles stables vis-à-vis de la convection, et l'équilibre radiatif y est valable : on se trouve alors dans la stratosphère ou la mésosphère, selon l'existence ou non d'une inversion de température.

Notons qu'il existe quand même une troposphère dans les atmosphères des planètes telluriques trop peu opaques au rayonnement infrarouge thermique pour avoir (par exemple Mars, et dans une moindre mesure la Terre). En ce cas, l'instabilité de départ est causée par la discontinuité de température au niveau de la surface planétaire (voir ici), qui donne naissance à des mouvements de convection s'étendant jusqu'à une altitude équivalente à une échelle de hauteur environ.

Profil thermique radiatif-convectif

En pointillé, le profil thermique purement radiatif. En dessous d'une certaine altitude (marqué par un point noir), ce profil devient convectivement instable et la convection prend le relais pour transporter l'énergie (aidant ainsi au refroidissement de la surface). la couche atmosphérique située sous ce point s'appelle alors la troposphère, et celle au-dessus mésosphère (il n'y a pas de stratosphère dans ce profil).

Crédit : Emmanuel Marcq

Condition d'existence d'une stratosphère

Les profils thermiques les plus simples ne comportent qu'une troposphère surmontée d'une mésosphère, et le profil thermique y décroît toujours avec l'altitude. Mais il existe parfois au sein de la zone purement radiative une anomalie, une zone où la température croît avec l'altitude. Une telle zone est appelée stratosphère. Pour qu'une telle couche existe au sein d'une atmosphère, il faut qu'elle absorbe elle-même une partie du flux stellaire (dans le domaine visible, UV ou proche IR) et qu'elle soit relativement mauvaise émettrice en infrarouge thermique afin que l'énergie reçue par absorption du flux stellaire ne soit pas immédiatement perdue par rayonnement infrarouge thermique. Si l'on néglige les processus de diffusion lumineuse (ce qui est une hypothèse souvent vérifiée dans le domaine infrarouge thermique en l'absence de nuages, mais assez inexacte pour la lumière stellaire à plus courte longueur d'onde), le critère quantitatif pour l'existence d'une stratosphère est d'avoir une région verticale d'épaisseur optique en lumière stellaire et en infrarouge thermique tels que .

Dans le système solaire, la Terre possède une stratosphère due à la présence d'ozone, qui est un très bon absorbant de la lumière UV du Soleil. Comme, à l'altitude où cette absorption a lieu, l'atmosphère est froide et sèche, et que l'atmosphère terrestre est pauvre en , il y a peu d'absorption du rayonnement infrarouge, et donc aussi une faible émissivité infrarouge ( et étant les gaz à effet de serre principaux au sein des atmosphères telluriques). Les conditions d'existence d'une stratosphère sont donc réunies. En revanche, les atmosphères de Vénus et de Mars, constituées principalement de qui est un excellent émetteur infrarouge, ne possèdent pas de stratosphère. Dans le système solaire extérieur, on trouve également des stratosphères, dues à la présence de méthane () au sein de ces atmosphères qui absorbe bien dans l'infrarouge proche émis par le Soleil. Dans le cas de Titan, la stratosphère est due non seulement au méthane, mais aussi à l'absorption de la lumière solaire par les particules du brouillard photochimique qui l'entoure à haute altitude.

Thermosphère

Thermosphère

Positions respectives de la source de chaleur () et du puits radiatif mésosphérique (). Le profil conductif s'établit alors entre les deux avec transport par conduction de la chaleur verticalement selon entre les deux, imposant le gradient thermique positif .

Crédit : Emmanuel Marcq

Au sommet de la mésosphère, vers un niveau de pression de , l'atmosphère devient trop peu dense pour être efficacement absorbante au rayonnement infrarouge et ainsi échanger de l'énergie de façon radiative. Le seul phénomène encore capable de transporter l'énergie devient alors la conduction thermique, obéissant à la loi de Fourier : où désigne la conductivité thermique du milieu et le flux de chaleur ainsi transporté. La structure thermique dans cette couche est alors dictée par la position des sources et des puits de chaleur :

• la source est située à haute altitude, là où les particules énergétiques issues du vent stellaire ainsi que les photons de haute énergie (X ou ) dissocient les molécules et/ou ionisent les atomes en leur arrachant des électrons.
• le puits est situé à la base de la mésosphère, là où l'atmosphère redevient assez dense pour que la chaleur qui y arrive soit rayonnée efficacement vers l'espace sous forme de rayonnement infrarouge thermique

Les positions respectives de ces puits et de ces sources causent un profil thermique croissant avec l'altitude, et pouvant atteindre des températures très élevées la journée car la conductivité thermique d'un tel milieu dilué est très faible, la chaleur peut donc y être piégée de façon très efficace. On nomme donc cette couche thermosphère. Sur Terre, la dissociation des molécules de par les UV solaires est une source de chaleur intense (ces molécules très fragiles vis-à-vis des rayonnements dissociants et/ou ionisants sont nombreuses dans l'atmosphère terrestre), si bien que les températures thermosphériques peuvent atteindre des valeurs très élevées, supérieures à . Pour les planètes géantes du système solaire, la source d'énergie est principalement due au chauffage par effet Joule dans l'ionosphère (friction des électrons libres). En revanche, dans les atmosphères telluriques riches en comme celles de Vénus et Mars, la dissociation des molécules est relativement difficile et le dioxyde de carbone est un radiateur efficace même à faible pression, ce qui entraîne des maxima de température diurne bien plus faible, pouvant même disparaître complètement pendant la nuit. On appelle alors parfois cette couche cryosphère lorsque ce phénomène se produit.

Introduction

Questions

Objectif

Les objectifs de ce chapitre sont, d'une part, d'acquérir quelques notions de base de dynamique des fluides et, d'autre part, d'explorer les différents régimes dynamiques qu'on peut observer sur les planètes de notre Système Solaire.

Livres conseillés

• I. de Pater and J. J. Lissauer "Planetary Sciences" Cambridge University Press, 2001.
• A. Sanchez-Lavega "An Introduction to Planetary atmospheres" CRC Press, Taylor & Francis Group, 2011.
• J. Holton "An Introduction to Dynamic Meteorology" Elsevier Academic Press, 2004.

On connait très peu de choses sur les atmosphères des exoplanètes connues. Or cette question est fondamentale, tant pour les planètes géantes gazeuses dont l'atmosphère constitue la majeure partie de la planète, que pour les planètes à surface solide où le rôle de l'atmosphère dans leur habitabilité est primordial. Une atmosphère étant une enveloppe fluide en mouvement, son étude passe par sa dynamique et la compréhension de sa circulation.

Il existe deux méthodes complémentaires pour mieux comprendre la circulation atmosphérique : l'observation et la théorie. Notre connaissance de la circulation des atmosphères des exoplanètes est limitée car les observations sont à l'heure actuelle très difficiles. C'est pourquoi le recours à la théorie de la circulation atmosphérique, en se basant sur la mécanique des fluides, sert de socle à l'étude des circulations atmosphériques des exoplanètes. L'utilisation de modèles informatiques pour la simulation d'une atmosphère permet d'étendre cette théorie à des cas plus complexes tenant compte des nuages, aérosols, surface, etc ...

Les observations de la circulation atmosphèrique d'exoplanètes existent mais sont très rares. Par exemple, on a pu mesurer pour la planète HD 189733b son spectre d'émission et en tirer une carte de température. On a aussi pu mesurer les vents en haute altitude (d'au plus 10 000 km/h) de la planète HD 209458b par effet Doppler des lignes d'absorption du monoxyde de carbone présent dans son atmosphère. Toutefois, ces exemples restent rares si bien qu'en comparaison les observations des atmosphères planètaires de notre système solaire semblent exister à profusion. La connaissance de la dynamique atmosphérique des exoplanètes passe donc aussi et surtout par l'étude comparée des atmosphères du sytème solaire. Toutefois, notre système solaire ne présente pas toute la gamme des types d'exoplanètes connues, et par exemple l'étude d'une planète gazeuse géante chaude en rotation synchrone avec son étoile sur une orbite de 3 jours, cas assez exotique au regard du sytème solaire, passera également par la théorie et les moyens de simulation ...

L'équation fondamentale de la dynamique

Le mouvement d'une particule dans un fluide est décrit par la deuxième loi de Newton (conservation de la quantité de mouvement) qui lorsqu'elle est appliquée à la mécanique des fluides donne l'équation de Navier-Stokes. Dans un système en rotation l'équation du mouvement d'une parcelle de fluide est:

avec est la dérivée particulaire qui s'écrit , la vitesse du fluide, la somme des forces s'appliquant sur la parcelle et la densité du fluide.

Soit en détaillant les forces :

avec l'accélération de la force de Coriolis, les forces dues au gradient de pression, l'accélération du géopotentiel, et qui désigne l'accélération dues à la viscosité. Ce qui donne :

(1)

où est le vecteur de rotation de la planète est le gradient de pression.

Approximations

Les équations de la dynamique sont très compliquées car elles forment un système non linéaire. Ceci signifie que la somme de deux solutions n'est pas forcément solution du problème, ce qui rend la résolution de ces équations très ardue, et à ce jour encore source de recherches. Cependant, en fonction des phénomènes étudiés et des caractéristiques de l'atmosphère planétaire, certains termes de ces équations peuvent en dominer d'autres. Pour estimer les différents termes dans les équations, on utilise la méthode de l'analyse d'échelle. Les ordres de grandeur des différents termes en jeu dans les équations fondamentales de la dynamique seront très différents selon l'échelle des écoulements que l'on souhaite étudier. Dans le tableau ci-dessous on compare les termes dominants sur les planètes à rotation rapide (la Terre) avec ceux sur les planètes à rotation lente (Vénus):

Termes dominants dans les équations de la dynamique

Terre	10-5	10-5	10-8	10-3	10-6	10-12
Vénus	10-3	10-5	10-5	10-5	10-7	10-12

avec le rayon de la planète. On a , où est l'altitude depuis la surface.

On peut alors appliquer les approximations suivantes:

• L'épaisseur verticale de l'atmosphère est petite par rapport au le rayon de la planète. Par conséquence, on remplace la distance au centre de la planète par le rayon de la planète avec une erreur négligeable. Dans ce cas, les dérivées deviennent où est l'altitude.
• Les trois composantes du terme de friction moléculaire ont un ordre de grandeur de 10^-12 m s^-2 et peuvent être négligées pour tous les écoulements, sauf pour les mouvements turbulents à petite échelle près du sol.
• Les vitesses verticales sont beaucoup plus petites que les vitesses horizontales, donc on néglige tous les termes contenant .
• Dans le cas de mouvements à grande échelle, on suppose l'équilibre hydrostatique :

On obtient alors les équations primitives de la météorologie :

L'équilibre géostrophique

L'approximation géostrophique est un développement des équations primitives utilisée aux moyennes latitudes sur les planètes à rotation rapide (Terre, Mars). On suppose l'équilibre entre la force de Coriolis et la force due au gradient horizontal de pression. La force centrifuge est négligée.

D'après ces équations, lorsque cet équilibre est valide, la vitesse du vent est directement proportionnelle au gradient horizontal de pression. Notez que l'équilibre géostrophique cesse d'être valide autour des latitudes équatoriales.

Force en action en équilibre géostrophique

Crédit : Arianna Piccialli

Vent géostrophique

En combinant les deux composantes de la vitesse, on peut introduir le vent géostrophique comme :

L'équilibre cyclostrophique

La circulation générale des planètes à rotation lente (Vénus, Titan), aussi bien que les vortex et les tourbillons sur toutes les planètes, peut être approximée par l'équilibre cyclostrophique. Cela suppose l'égalité entre la composante dirigée vers l'équateur de la force centrifuge et le gradient méridional de la pression. La force de Coriolis est négligée.

Forces en action en équilibre cyclostrophique

Crédit : Arianna Piccialli, adaptation de Schubert, 1983.

Vent cyclostrophique

L'équation du vent cyclostrophique peut alors être écrite comme :

Définition

Le nombre de Rossby est un nombre sans dimension qui permet de caractériser les mouvements atmosphériques. Il est défini par:

où est une vitesse caractéristique du système, est la vitesse angulaire de rotation de la planète, et est une longueur caractéristique du système.

Une valeur de nombre de Rossby très supérieure à l'unité indique que la force de Coriolis due à la rotation de la planète est négligeable par rapport à la force d'inertie, dans ce cas on parle d'équilibre cyclostrophique. Dans le cas contraire d'un nombre de Rossby inférieur à l'unité, l'équilibre est dit géostrophique.

Les équilibres dynamiques

	Equilibre géostrophique	[Terre, Mars]
	Equilibre cyclostrophique	[Vénus, Titan, Ouragans]

Exemples d'écoulements observés dans les planètes

Les valeurs du nombre de Rossby pour différents systèmes sont comparées sur le tableau ci-dessous :

Tableau 1: Valeurs du nombre de Rossby pour différents systèmes

Vénus	∼103
Terre	∼1
Mars
Titan
Tourbillons de poussière	∼102-103
Tornades	∼103
Ouragans

Vénus et Titan

Vénus et Titan sont deux planètes à rotation lente, caractérisées respectivement par une période de rotation de 244 jours (Vénus) et 16 jours (Titan). Une description détaillée de leur circulation peut être trouvée ici. Les deux planètes sont caractérisées par des forts vents zonaux dans l'ensemble de l'atmosphère, une caractéristique appelée super-rotation. Sur Vénus, la super-rotation atteint une vitesse supérieure à 100 m s^-1 au sommet des nuages (vers 70 km d'altitude), correspondant à une période de rotation de 4 jours terrestres (60 fois plus rapide que Vénus elle-même). Différentes études ont montré que sur les planètes qui tournent lentement, comme Vénus et Titan, les forts vents zonaux au sommet des nuages peuvent être décrits par l’équilibre cyclostrophique. Ce qui donne une possibilité de reconstruire le vent zonal si le champ de température est connu.

Tornades et ouragans sur la Terre

D'autres systèmes cyclostrophiques à petite échelle sont les ouragans et les tornades (Figure 1); ils sont caractérisés par un centre de basse pression et de forts vents. En raison d'un nombre de Rossby élevé (Tableau 1), la force de Coriolis peut être négligée pour les tornades et les ouragans, et on suppose l'équilibre entre la force centrifuge et le gradient de pression.

Figure 1

Une tornade sur Terre observé par l'équipe VORTEX-99 le 3 Mai 1999 en Oklahoma.

Crédit : National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).

Selon le glossaire de météorologie (AMS 2000), une tornade est une colonne d'air tournant violemment, en contact avec le sol et la base des nuages, et souvent (mais pas toujours) visible comme un nuage en forme d'entonnoir (Figure 1). La plupart des tornades ont des vitesses de vent entre 18 m s^-1 et 135 m s^-1. Son vortex a un diamètre typique de quelques centaines de mètres et tourne, en général, dans le sens contraire des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère Nord. Les tornades se produisent sur tous les continents, mais sont plus fréquentes dans les États-Unis, où le nombre moyen de tornades enregistrées est d'environ 1000 par an, avec la majorité d'entre eux sur les plaines centrales et dans les états du sud. Les tornades sont associées à des orages violents et sont alimentés par l'afflux d'air chaud et humide. En général, ils sont le résultat de l'instabilité produit par la différence de température et d'humidité entre la surface, où l'air est plus chaud, et les niveaux supérieurs de l'orage, où l'air est plus froid.

Ouragan est le nom utilisé pour indiquer les cyclones tropicaux qui se produisent dans l'Atlantique ou le Pacifique Est. Les ouragans sont marqués par une région centrale d'air descendants, l'oeil, enfermé par des orages forts associés à des vents et des pluies intenses. Comme pour le cas des tornades, l'énergie des ouragans est fournie principalement par libération de chaleur latente dans l'air humide. Les ouragans sur la Terre se forment dans les régions tropicales au-dessus des océans chauds, et ils s'affaiblissent lorsqu'ils arrivent sur terre, où la source d'énergie disparaît. Dans l'oeil d'un ouragan, le nombre de Rossby locale est toujours et peut arriver jusqu'à 100. Dans ce cas, l'équilibre devient cyclostrophique.

Les cyclones tropicaux sur la Terre et le vortex polaire de Vénus présentent des similitudes morphologiques et dynamiques, comme on peut voir dans la Figure 2. Le vortex de Vénus et les ouragans sont caractérisés par différentes échelles horizontales et durée de vie: le vortex de Vénus à un diamètre de 12000 km et il semble être permanent; les plus grands cyclones tropicaux observés sur la Terre ont un rayon de moins de 1000 km et durent environ une à deux semaines dans leur phase de maturité. La source d'énergie est aussi différente pour le vortex sur Vénus et les ouragans terrestres: la source d'énergie pour les ouragans est la libération de chaleur latente; le vortex polaire sur Vénus reçoit un apport d'énergie par le dépôt du rayonnement solaire au niveau des nuages et par l'émission thermique dans la basse atmosphère. Malgré leurs différences, les circulations du vortex de Vénus et des ouragans est très similaires: à partir du leur comparaison une meilleure compréhension de la dynamique de Vénus peut être atteinte.

Figure 2

(Gauche) Le vortex polaire de Vénus; (Droit) l'ouragan Frances sur la Terre.

Crédit : Limaye et al., 2009

Tourbillons de poussière sur la Terre et Mars

Les tourbillons de poussière, présents à la fois sur la Terre et Mars, sont caractérisés par des vitesses de vent de rotation élevées, des champs électrostatiques importants et sont rendus visibles par la présence de poussière et de sable soulevé. Ils sont distincts des tornades car les tornades sont associées à des orages tandis que les tourbillons de poussière se forment sous un ciel clair.

Sur la Terre (Figure 3), l'étude de tourbillons de poussière est fondamentale pour comprendre leur rôle dans la convection et l'érosion des zones arides. Les tourbillons de poussière se produisent généralement en été dans les régions désertiques plus chaudes. Ils sont des événements transitoires et la plupart ne durent que quelques minutes.

Figure 3

Tourbillon de poussière sur la Terre observé dans le désert de l'Arizona.

Crédit : NASA

Sur Mars (Figure 4), les tourbillons de poussière peuvent avoir un effet important sur le cycle global de poussière. Les tourbillons de poussière sur Mars ont d'abord été identifiés dans les images prises par l'orbiteur Viking comme des petits nuages avec des longues ombres coniques. En plus, des traces laissées au sol par des tourbillons de poussière ont été détectées dans des images de la Mars Orbiter Camera et ont été également observées au sol par des atterrisseurs. Les tourbillons de poussière martiens et terrestres semblent avoir une morphologie similaire. Cependant, les tourbillons de poussière martiens sont un ordre de grandeur plus grand que ceux terrestres, atteignant souvent quelques kilomètres d'altitude et des centaines de mètres de diamètre avec des bases étroites et des larges sommets.

Figure 4

Tourbillon de poussière sur Mars photographié par le rover Spirit.

Crédit : NASA

Tourbillon de poussière de 140 m de diamètre et 20 km de hauteur vu depuis l'orbite par l'intrument HiRISE.

Crédit : NASA / JPL / University of Arizona / HiRISE

Méthode des perturbations

À partir des équations primitives, il est possible de trouver les ondes susceptibles de se propager dans l'atmopshère en utilisant la méthode des perturbations. Il s'agit d'écrire chaque champ (par exemple avec la pression ) comme étant la somme d'une valeur fixe solution des équations et d'une petite perturbation : . Ceci permet de linéariser les équations primitives en obtenant une équation pour les petites pertubations. Ces pertubations correspondent à des ondes que l'on peut ainsi étudier au moyen d'un cadre formel.

Onde sonore

L'onde la plus évidente est l'onde sonore dont le calcul va être détaillé ci-dessous. On définit les petites perturbations comme étant des ondes se propageant horizontalement et verticalement :

avec et les nombres d'ondes horizontaux et verticaux respectivement. On fait l'approximation que la rotation et la gravité sont négligeables dans le cas qui nous intéresse. De plus, on suppose un fluide au repos, où la dérivée lagrangienne est égale à la dérivée eulérienne. Ainsi dans les équations primitives la force de Coriolis s'annule, tout comme la force centrifuge. En posant avec la vitesse du son, les équations du mouvement horizontal et de l'équation de continuité s'écrivent ainsi :

Soit, en utilisant les propriétés de la notation exponentielle :

Par identification, on obtient :

qui nous donne la relation entre longueur d'onde et période d'une onde sonore.

Généralisation

Le traitement des ondes atmosphériques est un sujet complexe; dans la page qui suit, nous allons donner un aperçu général des principaux types d'ondes en comparant différentes planètes, mais sans entrer dans le détail.

Une analyse plus détaillée des phénomènes ondulatoires peut être trouvé dans la liste suivante des livres:

• A. Sanchez-Lavega "An Introduction to Planetary atmospheres" CRC Press, Taylor & Francis Group, 2011.
• J. Holton "An Introduction to Dynamic Meteorology" Elsevier Academic Press, 2004.

Ce mini-projet propose de visualiser des données calculées par un GCM afin d'aborder différents points vus dans le cours sur la dynamique atmosphérique.

Il est préférable d'avoir lu le cours sur le GCM et effectué le mini-projet de ce même cours pour prendre en main l'outil de visualisation et avoir une compréhension des données à manipuler.

structure thermique

Afficher la structure zonale de la température pour une planète similaire à la Terre, en fonction de la latitude et de la longitude. Qu'observez-vous ? Comment interpréter cette structure ?

Faire de même en faisant varier la vitesse de rotation de la planète. Qu'observez vous ? Comment l'interpréter ?

Faire de même en affichant le vent méridien, la circulation méridienne, et la super-rotation. Conclure.

Faire le lien avec les planètes connues du système solaire: Vénus, la Terre, Mars, Jupiter et Saturne.

Ondes

Afficher et identifier diverses ondes grâce à la pression de surface, les vents, la température

Influence du rayon planétaire

On se propose de vérifier la relation suivante de Lewis et consorts sur le lien entre rotation et taille sur la circulation grande échelle, etc ...

• Dans le cas particulier où l'orbite est un cercle (excentricté nulle), la distance planète-étoile est constante et la vitesse de déplacement de la planète sur son orbite est constante. On a un mouvement circulaire uniforme.
• Si l'orbite est une ellipse , la distance planète-étoile varie en fonction de la position de la planète sur son orbite, sa vitesse de déplacement également. Plus la planète est proche de son étoile, plus elle va vite.

Méthode des transits

le transit désigne le passage d'une planète entre son étoile et nous. L'observation consiste à mesurer la variation du flux stellaire lors de ce passage de façon à obtenir des informations sur la planète étudiée et son orbite. La première planète ainsi découverte est HD209458b en 2000 (Charbonneau et al. 2000). Le principe est illustré sur la figure ci-dessous. Cette méthode permet de détecter la présence d'une exoplanète en orbite autout de son étoile et d'avoir accès à certains paramètres de l'ellipse. Pour en savoir plus, voir cours sur la méthode de détection des exoplanètes par la méthode des transits.

Illustration du principe de la méthode des transits (crédit CNES)

Dans notre système solaire, on peut observer depuis la Terre le transit des planètes Mercure et Vénus qui sont sur des orbites plus proches du soleil que celle de la Terre. Johannes Kepler a été le premier à prédire et pouvoir observer le transit de Mercure en novembre 1631, ainsi que celui de Vénus un mois plus tard.

Méthode des vitesses radiales

Principe : On mesure par effet Doppler la vitesse d'éloignement ou de rapprochement de l'étoile, on peut détecter ainsi qu'il y a une planète en orbite et estimer la période de révolution. Pour en savoir plus,voir cours sur la méthode de détection des exoplanètes par la méthode des vitesses radiales.

Illustration du principe de la méthode des vitesses radiales (crédit CNES)