Aréologie

Aréologie

L’aréologie désigne étymologiquement (en grec ancien Ἄρης : Arès et λογος : logos, parole, raison) l’étude scientifique de la planète Mars, de ses reliefs, sa composition, ses propriétés physiques, son histoire et tous les processus qui l’ont formé.

Sommaire

Datation des régions martiennes

Âge des régions martiennes. Le bleu représente les terrains les plus anciens et le jaune les terrains les plus jeunes.

On admet que plus le nombre de cratères d’impact est important et plus la surface d’une planète est ancienne[1]. Les études sur la densité des cratères à la surface de Mars, très variable d’une région à l’autre, ont donc permis d’identifier trois ères principales, nommées d’après les terrains s’étant formés à ces époques. La datation précise de ces ères n’est pas connue car il existe plusieurs modèles concurrents pour décrire la fréquence des impacts de météorites sur Mars. Tant qu’une datation radiométrique précise des roches provenant des surfaces de référence n’aura pas été réalisée, les dates données ici seront à prendre avec précaution.

Modèle de W. Hartmann[2] :

  • Le Noachien (du nom de Noachis Terra) : formation des terrains les plus anciens, datant de 4,6 à 3,5 milliards d’années. Ces terrains sont marqués par de très nombreux cratères d’impact. Le dôme de Tharsis aurait commencé à se former au cours de cette ère et de l’eau liquide aurait abondamment coulé à la surface vers la fin de cette période.
  • L’Hespérien (du nom de Hesperia Planum) : cette ère aurait débuté il y a 3,5 milliards d’années et se serait terminé il y a 1,8 milliards d’années. Cette époque est marquée par un important volcanisme de plaine.
  • L’Amazonien (du nom de Amazonis Planitia) : cette ère aurait débuté il y a 1,8 milliards d’années et se poursuivrait encore aujourd’hui. Les régions amazoniennes sont très peu cratérisées, mais sont par ailleurs très variés. Olympus Mons se serait formé au cours de cette période.


Modèle alternatif de G. Neukum[3] :

En mars 2008, suite à de nouvelles données issues de Mars Express, l’astronome allemand Gerhard Neukum établit un nouveau modèle dans lequel l’Hespérien commence et se termine beaucoup plus tôt.

Champ magnétique

Mars ne possède pas de magnétosphère. Toutefois, le magnétomètre MAG/ER de la sonde Mars Global Surveyor a mis en évidence des anomalies magnétiques de la croûte, notamment au-dessus des hauts plateaux cratérisés de l’hémisphère sud datant du Noachien. Ce magnétisme rémanent est la signature d’une ancienne activité du noyau.

Anomalies magnétiques

Magnétisation de la croûte martienne. Cette carte a été obtenue grâce aux mesures faites par Mars Global Surveyor. L’unité utilisée est le nanoTesla.
Représentation schématique de l’expansion des fonds océaniques. Au niveau des dorsales, du magma remonte à la surface. En se solidifiant, certains oxydes métalliques tels que la magnétite s’aimantent. Ainsi, à chaque inversion du champ magnétique, les roches magmatiques faisant surface changent de polarité. On observe donc des anomalies magnétiques disposées en bandes, alternativement positives et négatives, parallèles et symétriques à l’axe formé par la dorsale.

Lorsqu’il est global, le champ magnétique d’une planète est principalement d’origine interne. On suppose qu’il est provoqué par la convection des métaux liquides composant la partie externe du noyau. Ce processus est connu sous le nom d’effet dynamo. Les observations faites à partir de MAG/ER tendent à montrer que Mars a également connu dans sa jeunesse un champ magnétique global. Mais il semble également que la dynamo qui le générait est maintenant éteinte : le magnétisme rémanent que l’on observe aujourd’hui est créé par des roches magmatiques riches en magnétites qui ont enregistré le champ magnétique qui prévalait sur la planète au moment de leur cristallisation. La date de disparition de la dynamo martienne est encore discutée même s’il est généralement admis par la communauté scientifique que l’absence de magnétisme au-dessus des deux plus grands cratères d’impact, Argyre et Hellas, laisse supposer qu’elle serait survenue il y a plus de 4 milliards d’années[4]. En effet, l’énergie dégagée par ces impacts a du liquéfier une partie de la croûte martienne, effaçant ainsi toute trace d’aimantation. Or, si la dynamo était encore active, les rôches présentes dans les cratères auraient du réenregistrer la polarité du champ magnétique.

Autre fait remarquable, l’alternance des bandes correspond à des inversions de polarité du champ magnétique fossile. Cette structure en « peau de zèbre » est également observée sur Terre, en particulier sur le plancher des océans, de part et d’autre des rides médio-océaniques. Lorsque deux plaques s’éloignent l’une de l’autre, du magma remonte à la surface. En se solidifiant, il enregistre la polarité du champ magnétique. Sur Mars, cette structure en « peau de zèbre » implique également des inversions du champ magnétique global, mais elle ne semble pas être suffisamment symétrique pour que l’on puisse conclure de manière irréfutable à une tectonique des plaques[5]. Seule une observation à de plus hautes résolutions permettrait de clore le débat.

Structure interne

Structure interne de Mars. Du centre de la planète vers l’extérieur : le noyau, le manteau et la croûte.

Par manque de mesures sismiques fiables, la structure interne de Mars est encore mal connue. Les sismomètres placés sur les sondes viking étaient trop sensibles au vent et n’ont pas permis d’apporter les résultats escomptés. Depuis, aucune expérience de cette nature n’a été renouvelée. Il ne nous reste donc que des données générales (masse volumique, moment d'inertie), des cartes géologiques et les récentes observations de Mars Global Surveyor (données topographiques, gravimétriques et magnétiques) pour la décrire. Mais la structure interne de Mars semble être très proche de celle de la Terre avec un noyau recouvert d’un manteau et d’une croûte relativement fine[6] :

  • Le noyau : son rayon est estimé à 1 700 kilomètres, soit la moitié du rayon de la planète[7]. Il est prinicipalement composé de fer, de nickel et d’éléments légers tels que le soufre. L’absence de champ magnétique global laisse supposer qu’il est aujourd’hui solide.
  • Le manteau : comme celui de la Terre, il est composé pour l’essentiel d’olivine et de pyroxènes.
  • La croûte : son épaisseur moyenne est d’environ 50 kilomètres, avec de fortes disparités entre les deux hémisphères. Sous les hauts plateaux du sud et sous le dôme de Tharsis, la croûte martienne est épaisse de 70 kilomètres et s’amincit progressivement en allant du sud vers le nord. Sous les basses plaines du nord et la région d’Arabia Terra, la croûte est beaucoup plus fine (35 kilomètres) et son épaisseur demeure constante[8]. Elle est principalement composée de basaltes, dont certains, plus riches en silice, sont proches de l’andésite.

Volcanisme

Cliché d’Olympus Mons obtenu par la sonde Mars Global Surveyor. Son sommet culmine à 25 kilomètres d’altitude et sa base fait 550 kilomètres de diamètre. Il s’agit du plus haut volcan connu du système solaire.

Mars a vraisemblablement connu une activité volcanique intense dans son passé, lui permettant d’évacuer la chaleur accumulée lors de sa formation. Le dôme de Tharsis, Elysium Planitia et les basses plaines de l’hémisphère nord sont les témoins d’une telle activité.

Volcans boucliers

Les volcans sont principalement concentrés dans deux régions : le dôme de Tharsis à l’ouest et Elysium Planitia à l’est.

  • Le dôme de Tharsis est un vaste plateau de 5 500 kilomètres de diamètre qui soutient les principaux édifices volcaniques de Mars (Olympus Mons, Ascraeus Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons et Alba Patera). L’énorme masse de cet ensemble aurait provoqué une fracture de la croûte, donnant naissance à Valles Marineris, une gigantesque faille de 4 000 kilomètres de long, 200 kilomètres de large et d’une profondeur de 7 kilomètres.
  • Elysium Planitia est la deuxième grande région volcanique de Mars qui s’étend du sud au nord sur une distance de 2 400 kilomètres et d’est en ouest sur 1 700 kilomètres. Elle supporte 3 autres volcans notables (Elysium Mons, Hecates Tholus et Albor Tholus).

Les principaux édifices volcaniques de Mars sont des volcans boucliers[6], caractérisés par une faible pente (5° en moyenne) et formés par l’empilement d’un grand nombre de couches de roches magmatiques issues d’une lave très fluide. En ce sens, ils sont comparables aux volcans de la chaîne hawaïenne en dépit d’une taille nettement plus importante : si le plus haut volcan hawaiien, Mauna Kea, atteint 10 kilomètres de hauteur[9], Olympus Mons s’élève à plus de 27 kilomètres au-dessus de sa base. Ce gigantisme s’explique par l’absence d’une tectonique des plaques. Sur Terre, les volcans prennent naissance au-dessus des points chauds et stoppent leur croissance avec les déplacements de la lithosphère. Un nouveau volcan se forme alors à côté du précédent et ainsi de suite jusqu’à former une chaîne volcanique. Sur Mars, l’absence des mouvements de la lithosphère permet aux volcans de croître tant que les points chauds subsistent[10].

D’autres volcans martiens sont toutefois différents des volcans boucliers. Les Tholus sont plus petits et plus pentus que ces derniers (8° en moyenne), suggérant qu’ils ont été créés à partir d’une lave plus visqueuse. Les Patera sont de très vieux volcans, fortement érodés, qui auraient pu être de type effusif, comme les volcans boucliers, ou de type éruptif, comme certains Tholus.

Volcanisme de plaine

Des régions entières de Mars sont recouvertes de laves, caractéristiques d’un volcanisme de plaine intense. Au lieu de s’écouler par la cheminée d’un volcan, ici, la lave s’est épanchée directement à partir de fissures. On trouve ce volcanisme de plaine à proximité des volcans boucliers, dans les bassins d’Hellas Planitia et de Chryse Planitia ainsi que dans les plaines de l’hémisphère nord. En fait, plus de 60 % de la surface de Mars serait recouverte par de la lave fluide[10].

Chronologie de l’activité volcanique

Minéralogie

Roches hydratées

L’histoire de Mars

Les récentes découvertes faites à partir des observations du spectro-imageur OMEGA de la sonde Mars Express ont permis de proposer une échelle des temps géologiques alternative, basée sur les périodes de formation des roches hydratées observées à la surface de Mars[11],[12].

  • Le Phyllosien (du nom des phyllosilicates hydratés observés sur les terrains les plus anciens) : cette première ère martienne serait apparue peu de temps après la formation de la planète, il y a 4,5 milliards d’années. Pendant 300 millions d’années, le climat sur Mars aurait été suffisamment chaud et humide et la pression atmosphérique suffisamment forte pour que de l’eau liquide et alcaline ai pu former de grands lits d’argiles.
  • Le Theiikien (du nom grec "theiikos" donné aux sulfates) : cette deuxième ère aurait eu lieu entre 4,2 et 3,8 milliards d’années. Au cours de cette période, un enchaînement d’événements aurait profondément modifié le climat martien, le rendant sec et acide, favorable à la formation des sulfates. D’abord, la dynamo martienne aurait cessé de fonctionner, privant la planète de son bouclier magnétique. Dès lors, les vents solaires auraient progressivement arraché à Mars son atmosphère. Ensuite, d’importantes éruptions volcaniques à l’origine de la formation du dôme de Tharsis et du remplissage des plaines du nord auraient éjecté de grandes quantités de soufre dans l’atmosphère. Enfin, la cassure tectonique de Valles Marineris aurait provoqué la remonté d’un front géothermique, créant localement des nappes d’eau qui auraient pu former des dépôts de sulfates avant de disparaitre par percolation et évaporation.
  • Le Siderikien (du nom grec "siderikos" signifiant ferrique) : cette troisième et dernière ère martienne aurait débuté il y a 3,8 ou 3,5 milliards d’années et se poursuivrait encore aujourd’hui. Durant cette période, l’atmosphère martienne, devenue très ténue et pauvre en vapeur d’eau, aurait lentement oxydé un sol martien riche en fer, donnant à la planète sa couleur rouge.

Annexes

Références

  1. (en) Mike Caplinger, « Determining the age of surfaces on Mars ». Consulté le 14 juillet 2008
  2. (fr) P. Labrot, « Les cratères d’impact ». Consulté le 15 juillet 2008
  3. (en) ESA, « Mars Express reveals the Red Planet’s volcanic past ». Mis en ligne le 14 mars 2008, consulté le 15 juillet 2008. « G. Neukum »
  4. (en) NASA, « The Solar Wind at Mars ». Mis en ligne le 31 janvier 2001, consulté le 7 juillet 2008
  5. (en) J.E.P. Connerney, M.H. Acuña, N.F. Ness, G. Kletetschka, D.L. Mitchell, R.P. Lin, H. Rème, « Tectonic implications of Mars crustal magnetism », dans Proceedings of the National Academy of Sciences, vol. 102, no 42, 18 octobre 2005, p. 14970-14975 [texte intégral (page consultée le 26 juin 2008)] 
  6. a  et b (en) S.W. Squyres, « World Book at NASA : Mars ». Consulté le 8 juillet 2008
  7. (en) D.R. Williams, « Mars Fact Sheet ». Mis en ligne le 29 novembre 2007, consulté le 8 juillet 2008
  8. (en)M.T. Zuber, S.C. Solomon, R.J. Phillips, D.E. Smith, G.L. Tyler, O. Aharonson, G. Balmino, W.B. Banerdt, J.W. Head, C.L. Johnson, F.G. Lemoine, P.J. McGovern, G.A. Neumann, D.D. Rowlands, S. Zhong, « Thermal Evolution of Mars from Mars Global Surveyor Topography and Gravity », dans Science, vol. 287, 10 mars 2000, p. 1788-1793 [texte intégral (page consultée le 8 juillet 2008)] 
  9. Mauna Kea culmine à10 230 mètres au-dessus du plancher océanique.
  10. a  et b (fr) P. Labrot, « Volcanologie martienne ». Consulté le 15 juillet 2008
  11. (en) ESA, « Mars Express’s OMEGA uncovers possible sites for life ». Mis en ligne le 20 avril 2006, consulté le 30 juin 2008. « J-P. Bibring and the Mars Express OMEGA Team, Global Mineralogical and Aqueous Mars History Derived from OMEGA/Mars Express Data, Science, 21 avril 2006 »
  12. (fr) J-P. Bibring et Y. Langevin, « L’histoire de Mars », dans Images de la physique, 2006, p. 41-46 [texte intégral (page consultée le 30 juin 2008)] 

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