Carte d'identité de Vénus:

Vénus est la deuxième planète du système solaire que l’on rencontre en s’éloignant du Soleil. Elle gravite sur une orbite quasi circulaire dont le rayon moyen est de 108 millions de kilomètres. De ce fait, Vénus reçoit un rayonnement solaire presque deux fois plus intense que la Terre, et sa période de révolution sidérale est de 224,7 jours terrestres. Paradoxalement, la rotation de la planète est extrêmement lente (243 jours terrestres) et s’effectue dans le sens rétrograde. Le caractère circulaire de l’orbite et la très faible inclinaison (— 20) de l’axe de rotation par rapport au plan orbital n’entraînent pas d’effets saisonniers très marqués.

En raison de sa taille (rayon équatorial égal à 6 051,95 km, soit 0,949 rayon terrestre) et de sa masse (48,70 Z 1023 kg, soit 0,815 masse terrestre), Vénus est souvent considérée comme comparable à la Terre. Sa densité moyenne (5,25) indique que Vénus doit, à l’instar de la Terre, être constituée de roches silicatées, et être une planète différenciée. Malgré l’absence de données sismologiques, un modèle de structure interne fondé sur les données topographiques et gravimétriques a été proposé. Vénus posséderait en son centre un noyau de 2 900 kilomètres de rayon, constitué de fer; l’absence de champ magnétique suggère que le fer serait à l’état solide. Ce noyau serait entouré d’un manteau silicaté de viscosité plus importante que celle du manteau terrestre (1020 Pa.s), due à sa composition anhydre. Sa lithosphère thermique serait épaisse de 300 kilomètres, alors que sa lithosphère élastique aurait une épaisseur comparable à celle de la Terre, soit 35 kilomètres. Sa croûte serait composée de silicates de densité 2,8 (basalte) concentrant les éléments radioactifs, d’après les analyses pétrochimiques effectuées par les sondes soviétiques. Son épaisseur crustale, déterminée par des modèles de déformation tectonique et des modèles de relaxation viscoélastique des reliefs et des modèles de compensation isostatique, est estimée entre 10 et 30 kilomètres. Un tel modèle de structure interne serait compatible avec l’hypothèse d’une activité volcanique associée à une certaine activité tectonique.
Souvent considérée comme la planète jumelle de la Terre, en raison de leurs paramètres physiques similaires, Vénus marque ses différences. Vue de l’espace, la Terre se caractérise par une sphère aplatie aux pôles, entourée d’une atmosphère nuageuse laissant visible la surface, recouverte à 70 p. 100 d’océans. Au contraire, Vénus est entourée d’une épaisse atmosphère nuageuse qui concentre l’énergie solaire, provoquant un effet de serre pouvant être à l’origine de l’évaporation complète d’anciens océans vénusiens.
Malgré des conditions particulièrement difficiles (température moyenne au sol de l’ordre de 460 0C, et pression moyenne de l’ordre de 95 bar, ou 9,5 MPa, soit la pression régnant à 950 m de profondeur dans les océans terrestres), des expériences soviétiques (notamment Venera-13 et Venera-14, en 1982) se sont déroulées à la surface même de la planète. Elles ont permis de découvrir localement l’aspect de la surface, et d’analyser sommairement la composition du sol.

Du fait de l’opacité de l’atmosphère, l’observation de la surface de Vénus n’a pu être réalisée qu’au moyen de radars (terrestres ou placés à bord de sondes spatiales). En raison de leurs propriétés physiques, les données radars renferment un certain nombre d’informations sur les états de surface, telles que la rugosité, la topographie, les propriétés physico-chimiques. En revanche, les caractéristiques géométriques des images radars introduisent des déformations, et nécessitent certaines précautions dans leur interprétation. Les observations terrestres ont commencé dans les années 1960 et ont été réalisées à l’aide de radiotélescopes et d’antennes américains (Arecibo, à Porto Rico, Goldstone, en Californie, et Haystack, dans le Massachusetts) et soviétiques. Dans les meilleures conditions, 30 p. 100 seulement de la surface a pu être observée depuis la Terre avec une résolution de l’ordre de 2 kilomètres. Les expériences spatiales américaines et soviétiques ont permis d’améliorer considérablement notre connaissance de la surface de Vénus. En 1978, le radar altimétrique placé à bord de la sonde de la N.A.S.A. Pioneer Venus a couvert 93 p. 100 de la surface, avec une précision altimétrique de l’ordre de 200 mètres (pour une surface au sol de 100 km sur 100 km). En 1983, les radars imageurs des sondes soviétiques Venera-15 et Venera-16 ont cartographié environ 35 p. 100 de la surface de l’hémisphère Nord, avec une résolution spatiale de l’ordre de 1 à 2 kilomètres.

À partir de 1990, l’altimètre et l’imageur radars embarqués à bord de la sonde américaine Magellan ont acquis des données altimétriques et des images radars sur plus de 98 p. 100 de la surface, avec respectivement une précision altimétrique de 50 mètres pour une surface au sol de l’ordre de 10 kilomètres de côté, et, pour les images, une résolution de 120 mètres (à l’équateur) à 250 mètres (aux pôles). L’ensemble de ces données radars a permis de connaître la topographie de Vénus avec une précision supérieure à celle de la Terre!
L’imagerie radar a montré que la surface vénusienne présente une assez grande diversité morphologique résultant à la fois d’une histoire volcanique et tectonique complexe. En raison de la faible population de cratères d’impacts météoritiques distribués uniformément sur la surface, l’âge moyen de la croûte vénusienne est estimé à 500 millions d’années environ. L’ubiquité des structures volcaniques, de morphologies et de compositions variées, contraste avec la distribution des structures volcaniques terrestres, concentrées aux limites de plaques. Les structures tectoniques résultant d’une déformation crustale extensive et/ou compressive présentent des morphologies linéaires (chaînes de rides et de fractures), arquées (chaînes de montagnes) et circulaires (coronae). Elles affectent l’ensemble de la surface, se distribuant en une mosaïque de larges structures d’une centaine de kilomètres séparant des blocs rigides de même dimension. Par conséquent, ces caractéristiques volcaniques et tectoniques semblent indiquer que la dynamique interne de Vénus se manifeste en surface différemment de celle de la Terre, caractérisée par la tectonique des plaques.

Vénus se caractérise par son atmosphère chaude et massive: la pression au sol est de l’ordre de cent fois la pression terrestre (9,5 MPa), et la température est très élevée (460 0C). Le dioxyde de carbone CO2 (96,5 p. 100) et l’azote N2 (3,5 p. 100) constituent à eux seuls plus de 99,9 p. 100 de l’atmosphère. La chaleur qui règne à la surface ne tient pas au fait que Vénus se trouve plus près du Soleil que la Terre, mais à un puissant effet de serre, l’atmosphère faisant écran au rayonnement thermique infrarouge du sol. La pression élevée est due au dégazage intense de la roche à haute température. Des composés soufrés sont présents dans l’atmosphère, sous forme d’anhydride sulfureux SO2 (0,015 p. 100) et, éventuellement, d’acide sulfhydrique H2S et d’oxysulfure de carbone COS, alimentant l’épaisse couche de nuages située entre 50 et 70 kilomètres d’altitude, essentiellement constituée de gouttelettes d’acide sulfurique H2SO4. La couche nuageuse recouvre uniformément la planète, dont elle dissimule la surface, 5 p. 100 seulement du rayonnement solaire atteignant le sol.
La dynamique de l’atmosphère est dominée par la rotation rapide de la zone qui est centrée sur la couche nuageuse, et qui tourne sur elle-même en 4 jours terrestres, beaucoup plus vite que la planète, dont la période de rotation est de 243 jours. Les deux rotations ont lieu dans le sens rétrograde. L’origine de cette superrotation doit être probablement recherchée dans l’importante masse de l’atmosphère, couplée par frottement à la planète solide et, par l’effet de marée thermique – induisant une forte asymétrie de la masse atmosphérique –, au champ gravitationnel solaire. Les mécanismes d’entretien de la superrotation, par transport convectif et turbulent de moment angulaire assurant le confinement en altitude et la redistribution en latitude de l’énergie de rotation, sont mal compris. Le déclenchement de l’effet de serre pourrait être dû à une période d’activité tectonique et volcanique intense durant le premier milliard d’années d’existence de la planète, avec vaporisation dans l’atmosphère d’une quantité d’eau équivalant à celle qui est contenue dans les océans terrestres, augmentant la température et provoquant le dégazage du dioxyde de carbone, avec amplification progressive de l’effet de serre. L’eau aurait ensuite été perdue par photodissociation et échappement gravitationnel de l’hydrogène.

L’altimètre radar de la sonde Magellan a permis de réaliser une carte altimétrique précise de l’ensemble de la planète. La répartition des altitudes est assez régulière, groupée autour d’une sphère de 6 051,95 km de rayon, défini arbitrairement comme le rayon moyen planétaire (R.M.P.), d’altitude de référence nulle.
Bien que présentant en général une surface relativement plate, Vénus possède quelques reliefs importants dans certaines régions (fig. 1). Le point le plus élevé culmine à 11,5 km au-dessus du niveau de référence déterminé à l’équateur; il correspond à Maxwell Montes, situé dans l’hémisphère Nord de la planète. Le point le plus bas (— 2 km) se situe au niveau d’une fosse (Diana Chasma), au sud de l’équateur. Ainsi, le dénivelé moyen atteindrait 13 kilomètres environ, contre 20 kilomètres sur Terre. Sur la base de leurs altitudes moyennes, on distingue trois grandes catégories d’unités morphologiques: les «plaines ondulées», les «hautes terres», les «basses terres».
Les plaines ondulées , dont l’altitude varie entre 0 et 2 kilomètres, constituent 65 p. 100 de la surface.
Les hautes terres , dont l’altitude est supérieure à 2 kilomètres, ne constituent que 8 p. 100 de la surface. Elles apparaissent dans trois régions: Ishtar Terra au nord, Aphrodite Terra et Beta Regio à l’équateur. Ishtar Terra et Aphrodite Terra ont toutes deux des tailles comparables à celles de continents terrestres. Ishtar Terra se caractérise par un haut plateau, Lakshmi Planum, de 4,5 km d’altitude, entouré de hauts reliefs, respectivement, dans le sens des aiguilles d’une montre, en partant du sud, Danu Montes, Akna Montes, Freyja Montes et Maxwell Montes. Ces hauts reliefs apparaissent clairs sur les images radars acquises par la sonde Magellan, du fait de leur morphologie complexe. Aphrodite Terra présente un alignement de hauts reliefs circulaires pouvant atteindre 5,7 km d’altitude, se distribuant le long de l’équateur sur plus de 15 000 kilomètres. Beta Regio est constituée de deux reliefs importants atteignant 4,5 km de hauteur et qui correspondent à deux volcans, Theia Mons et Rhea Mons.
Les basses terres , dont l’altitude moyenne est inférieure à 0 kilomètre, constituent environ 27 p. 100 de la surface. Elles se situent à divers endroits de la planète, notamment dans Guinevere et Sedna Planitiae, entre Ishtar Terra et Beta Regio.
À la différence de la répartition du relief terrestre, la distribution du relief de Vénus est unimodale, centrée à 0,5 km d’altitude. En effet, sur Terre, les altitudes se distribuent suivant deux modes: le fond des océans, essentiellement composé de basalte, se caractérisant par une bathymétrie moyenne de — 4000 mètres, et les continents, essentiellement constitués de granite, s’élevant à une altitude moyenne de 200 mètres. Ainsi, un seul mode d’altitudes suggère que la croûte de Vénus est composée d’un seul type de matériau. Les analyses pétrochimiques, effectuées in situ par les sondes soviétiques Venera, semblent indiquer que la composition des roches de surface serait à rapprocher de celle des basaltes des fonds océaniques terrestres. De plus, les analyses ont montré que les roches se caractérisaient par des teneurs en éléments radioactifs (potassium, uranium et thorium) assez élevées et variables d’un site à l’autre.

Selon les régions où se sont posées les sondes Venera, la surface présente des aspects assez différents: uniformément lisse ou fragmentée, parsemée de débris de dimensions variables, juxtaposition de dalles constituées de roches poreuses et présentant des bords nets et anguleux. Toutefois, aucune trace d’érosion mécanique par l’eau et le gel, principaux agents érosifs sur Terre, n’a été relevée sur les images radars, démontrant l’absence d’eau liquide à la surface de Vénus. Des traces d’érosion éolienne et de dépôts de fines particules témoignent de la présence de vents de plus de 1 mètre par seconde susceptibles d’affecter la surface par des phénomènes d’abrasion et de transport de particules. En outre, l’altération chimique doit également jouer un rôle important en raison des conditions physico-chimiques de l’atmosphère (haute température et haute pression, environnement corrosif).

L’interprétation géologique des images radars acquises par la sonde Magellan semble indiquer la présence de trois types d’unités géologiques: les cratères d’impact météoritiques, dont la distribution en taille-fréquence renseigne sur l’âge moyen de la surface; les formations volcaniques, qui renseignent sur la dynamique interne de la planète, la structure thermique et chimique du manteau vénusien; les structures tectoniques, qui apportent des informations sur l’interaction de la dynamique mantellique sur la croûte vénusienne.
Les cratères d’impact se distribuent uniformément sur la surface, avec des diamètres s’échelonnant entre 2 et 280 kilomètres. L’absence de petits cratères suggère que l’atmosphère vénusienne agit comme un filtre, consumant les météorites avant que ceux-ci n’atteignent la surface. La densité des cratères météoritiques permet d’estimer l’âge moyen de la surface à 500 millions d’années environ. Cet âge, relativement jeune dans l’histoire du système solaire, implique que le renouvellement de cette surface s’est produit soit de façon catastrophique il y a 500 millions d’années, soit de façon évolutive et en équilibre avec la cratérisation, tout au long de l’évolution de la planète.
D’après les caractéristiques de l’imagerie radar (géométrie, rugosité et réflectivité), de nombreuses figures géologiques seraient d’origine volcanique, ce qui implique que Vénus aurait connu une intense activité volcanique. Malheureusement, aucune éruption volcanique n’a été observée lors des différentes missions spatiales, laissant planer le doute sur la continuité de cette activité volcanique jusqu’à nos jours. Ce volcanisme se présente sous des formes variées (édifices volcaniques typiques, coulées de lave, dômes magmatiques et dykes), témoignant d’une diversité de nature et de viscosité des magmas émis. Ainsi, la variété morphologique des structures volcaniques suggère que les processus magmatiques intrusifs et extrusifs coexistent, et que les réservoirs magmatiques sont relativement proches de la surface. Les variations morphologiques seraient dues non seulement aux différences de tailles, de profondeurs, de géométries et de la position altimétrique des réservoirs, mais aussi à la structure de la lithosphère et à son évolution. Les grandes structures volcaniques sont interprétées comme l’expression en surface de panaches mantelliques, suggérant que le manteau vénusien est thermiquement dynamique. Toutes ces structures se distribuent largement sur la surface, ce qui contraste fortement avec l’organisation des structures volcaniques terrestres, disposées essentiellement le long des frontières de plaques. Toutefois, leur distribution n’est pas aléatoire. Il semble qu’il existe une grande dépendance entre l’altitude et le type des édifices volcaniques. Cette dépendance peut s’expliquer par la combinaison de la pression atmosphérique en fonction de l’altitude, et de la profondeur du réservoir magmatique. Ainsi, dans les plaines, la pression étant plus importante, le réservoir magmatique se situerait à faible profondeur, produisant des laves très fluides et très chaudes. Au contraire, sur les reliefs, les laves émises seraient plus visqueuses et proviendraient de réservoirs plus profonds. Les structures tectoniques (failles, plis, etc.) déterminées à partir de leurs caractéristiques morphologiques, de leur altitude et de leur distribution sont recensées sur l’ensemble de la planète. Toutefois, des régions sont plus particulièrement affectées, comme les hauts reliefs d’Ishtar Terra, situés aux latitudes septentrionales, et le long de la ceinture équatoriale, sur Aphrodite Terra et Beta Regio.
Deux types de structures tectoniques sont définis suivant leur mode de formation: les structures témoignant d’une déformation crustale en extension et celles qui résultent de déformations compressives.
Les premières s’organisent suivant une géométrie linéaire – chaînes de fractures, large vallée (rift) – et une géométrie circulaire – joints polygonaux, coronae. Ces dernières sont des structures propres à Vénus, uniques dans le système solaire. Elles se caractérisent par une dépression circulaire, de 100 à 2 600 kilomètres de diamètre, délimitée par un anneau composé de rides et de fractures, souvent d’altitude plus élevée. La périphérie des coronae est souvent soulignée par un fossé plus ou moins continu. L’ensemble est souvent fracturé radialement et concentriquement, et associé à des structures volcaniques. Au nombre de 175, les coronae se distribuent sur l’ensemble de la planète, avec une concentration plus élevée le long d’Aphrodite Terra, et préférentiellement à des altitudes intermédiaires. Plusieurs scénarios sont proposés pour expliquer leur formation, allant d’une remontée mantellique (type point chaud) à un enfouissement annulaire des terrains périphériques sous les terrains situés au centre de la corona (type subduction).
Les secondes se présentent généralement suivant une géométrie linéaire arquée. Dans les plaines, les structures compressives se
caractérisent par la forme de chaînes de rides (plis) pouvant déformer la surface crustale sur une largeur supérieure à 100 kilomètres et une longueur de 100 à 1 000 kilomètres. Il existe aussi des chaînes de montagnes situées dans la région d’Ishtar Terra, caractéristiques par leur corrélation entre l’altimétrie et l’importance de la déformation compressive présentant des plis, des chevauchements et des cisaillements. Il faut ajouter à ces deux groupes de structures tectoniques extensives et compressives des terrains de faible altitude, appelés tesserae, caractérisés par une morphologie complexe dominée par des systèmes de rides et de vallées se recoupant aléatoirement. Leur origine est controversée: origine extensive et/ou compressive? Plusieurs modèles géophysiques ont tenté de reproduire leur mode de formation, impliquant soit de grands mouvements mantelliques horizontaux, soit des glissements crustaux gravitaires à la périphérie d’un panache mantellique, soit des mouvements mantelliques compressifs horizontaux à l’origine d’un plateau topographique plissé, suivis par une relaxation gravitaire de ce dernier marquée par la présence de structures extensives tardives.

D’après la densité de cratères d’impacts météoritiques recensés, Vénus possède une surface relativement jeune, d’environ 500 millions d’années, vierge de tout processus d’érosion de type terrestre, mais profondément remaniée par le volcanisme et la tectonique. L’histoire géologique de ses derniers 500 millions d’années a pu être retracée à partir de la chronologie relative des différentes unités géologiques (par leurs relations de superposition et/ou de recoupement), ainsi qu’à partir de la densité de cratères d’impact les affectant. Ainsi, les tesserae et les plaines seraient les unités géologiques les plus anciennes de Vénus, âgées de 300 à 500 millions d’années. Les rifts, les coronae et les vastes étendues de lave recouvrant les plaines se seraient formés il y a 130 millions d’années. Enfin, les grands volcans seraient les structures géologiques les plus jeunes, âgées de 70 millions d’années environ.
Ainsi, la présence de structures tectoniques associées à des structures volcaniques semble indiquer que la surface de Vénus a été soumise à d’importants mouvements verticaux, et, plus localement, à des mouvements horizontaux d’ampleur limitée, ces 500 derniers millions d’années. Toutefois, l’organisation des structures tectoniques et volcaniques diffère de celles qui sont observées sur Terre, régie par la dynamique mantellique (tectonique des plaques). En effet, cette organisation serait plutôt à rapprocher de celle qui caractérise une planète monoplaque.

Le champ de gravité de l’ensemble de la planète a été estimé à partir des variations de l’accélération de la sonde Magellan mises en évidence par le décalage Doppler-Fizeau du signal radio émis depuis la Terre en direction de la sonde et retransmis vers la Terre (fig. 2). Les anomalies de gravité traduisent les changements du champ de gravité à l’échelle de la planète dus aux reliefs et aux variations de densité des matériaux à la surface ou en profondeur. À partir de ces données, une évaluation peut être faite du degré de compensation des reliefs, soit par une variation de l’épaisseur crustale, soit par des processus dynamiques mantelliques (convection). Sur Vénus, il existe une forte corrélation entre les anomalies de gravité et les reliefs, et cela à différentes longueurs d’onde. Cette corrélation indiquerait soit une très grande rigidité de l’intérieur lui permettant de supporter des surcharges topographiques à des échelles de temps géologiques assez longues, soit la formation relativement récente des principaux reliefs et, par conséquent, l’absence de compensation isostatique.
Une autre explication pourrait résider dans l’existence d’un support dynamique de la topographie. Les hauts reliefs comme Ishtar Terra, Ovda Regio (région occidentale d’Aphrodite Terra) pourraient être le résultat d’un épaississement crustal, comme le suggèrent les anomalies négatives de Bouguer et d’isostasie. Mais, Beta Regio et Atla Regio, autres hauts reliefs, seraient maintenus par des forces dynamiques liées à la présence de points chauds en profondeur, comme le suggèrent les anomalies de Bouguer négatives associées à des anomalies isostatiques positives.
Vénus apparaît comme une planète monoplaque dont la surface est affectée par des structures tectoniques et volcaniques distribuées sur l’ensemble de sa surface. À la différence de la Terre, régie par la tectonique des plaques recyclant les deux tiers de sa surface (plancher océanique) tous les 200 millions d’années environ, la dynamique de Vénus serait de type point chaud, conséquence majeure de l’absence d’eau liquide sur la planète. En effet, sur Terre, l’eau liquide est réinjectée au niveau des frontières de plaques en subduction, permettant, d’une part, de diminuer la viscosité du manteau terrestre, d’autre part, de créer un matériel secondaire constituant les roches continentales. Comme le suggère l’analyse des courbes hypsométriques de Vénus, un seul type de matériau constituerait la croûte vénusienne; il s’agit d’un argument supplémentaire pour une dynamique interne de type primaire (point chaud). Enfin, l’âge récent de la surface, 500 millions d’années, suggère que celle-ci a été recyclée soit de façon catastrophique, c’est-à-dire lors d’une «tectonique des plaques» antérieure, soit de façon épisodique.

L’atmosphère de Vénus, très massive puisque la pression au sol (de 92 à 95 Z 103 hPa) est près de cent fois supérieure à la pression terrestre, est essentiellement constituée de dioxyde de carbone CO2 (96,5 p. 100). C’est en 1932 que le CO2 fut identifié pour la première fois par observation de bandes d’absorption dans le proche infrarouge. D’autres éléments furent ensuite détectés par spectroscopie infrarouge (CO, HCl, HF), mais ce n’est qu’en 1967, lors de l’injection dans l’atmosphère de Vénus de la sonde soviétique Venera-4, première d’une douzaine de sondes d’atterrissage (Venera-4 à Venera-14, Vega-1, Vega-2), que les concentrations des principaux constituants furent mesurées plus précisément. Le CO2 et l’azote N2 (3,5 p. 100) constituent à eux seuls plus de 99,9 p. 100 de l’atmosphère. On trouve également des gaz rares (0,007 p. 100 d’argon, 0,001 p. 100 de néon), de l’anhydride sulfureux SO2 (0,015 p. 100) avec peut-être en quantités comparables de l’acide sulfhydrique H2S et de l’oxysulfure de carbone COS, de la vapeur d’eau dont l’abondance varie avec l’altitude (de 0,001 à 0,02 p. 100). L’acide chlorhydrique HCl a été détecté en 1968 depuis la Terre par des observations spectroscopiques. Bien que son abondance soit faible (moins d’une molécule par million), il joue un rôle important dans la photochimie de l’atmosphère gazeuse et des nuages. L’observation, à la fin des années 1950, d’émissions radio centimétriques, identifiées comme étant dues au rayonnement thermique du sol et indiquant une température de surface extrêmement élevée, fut confirmée par les mesures radio de la sonde américaine Mariner-2 en 1962, puis par les premières missions soviétiques Venera. La température au sol est proche de 460 0C. Le profil de température entre 0 et 100 kilomètres (fig. 3) diffère notablement du profil terrestre. Dans le cas de la Terre, on observe une inversion de température vers 12 kilomètres d’altitude, la température se mettant alors à croître avec l’altitude et présentant un maximum vers 45 kilomètres (la zone de gradient thermique positif définissant la stratosphère). Ce phénomène est dû à la présence d’ozone O3 et, dans une moindre mesure, d’oxygène moléculaire O2, qui absorbe le rayonnement ultraviolet solaire et chauffe l’atmosphère. Sur Vénus, dont l’atmosphère est pauvre en oxygène et en ozone, on observe une décroissance régulière de la température jusqu’à 50 kilomètres (0 0C), limite supérieure de la troposphère, puis une décroissance plus lente dans la mésosphère, entre 50 et 90 kilomètres (— 100 0C). Il n’existe donc pas de stratosphère, la troposphère supportant directement la mésosphère. Au-delà, dans la région désignée sous le nom de thermosphère, le chauffage est assuré, comme pour la Terre, par le rayonnement ultraviolet solaire, et la température croît jusqu’à 30 0C. Côté nuit, la température décroît pour atteindre — 170 0C. La thermosphère nocturne est couramment appelée cryosphère.
Une autre caractéristique essentielle de l’atmosphère de Vénus est l’épaisse couche nuageuse d’aspect uniforme qui recouvre la planète, s’étendant entre 30 et 90 kilomètres d’altitude, et qui présente une stratification marquée, remarquablement stable. La couche supérieure, localisée entre 70 et 90 kilomètres d’altitude dans une région froide (— 70 0C), est une brume d’aérosols de taille inférieure au micromètre, particulièrement développée au-dessus des régions polaires. La couche principale, dont la base se situe à 47 kilomètres d’altitude, est elle-même divisée en trois sous-couches et composée de gouttelettes d’acide sulfurique H2SO4 dont la distribution granulométrique présente plusieurs modes, deux ou trois suivant la sous-couche, correspondant à des tailles typiques de particules de 0,1, 1 et 10 micromètres. Des composés chlorés (peut-être FeCl3) sont probablement présents aux altitudes inférieures à 60 kilomètres. Au-dessous de la couche principale, on trouve une brume ténue s’étendant jusqu’à 30 kilomètres. C’est par des mesures spectroscopiques et de polarisation que les nuages de Vénus furent d’abord étudiés dans les années 1960. La présence d’acide sulfurique ne fut clairement établie, sur cette base, qu’en 1973 et confirmée par les analyses in situ au cours de plusieurs missions soviétiques à partir de Venera-12 (1978) et de la mission américaine Pioneer Venus (1979). Il faut noter la détection controversée d’éclairs atmosphériques par les sondes Venera-11 et Venera-14, Pioneer Venus n’ayant en revanche rien décelé. Sur le plan théorique, la possibilité de génération du champ électrique nécessaire, par séparation des gros aérosols se chargeant négativement durant leur descente dans l’atmosphère, se heurte à la trop faible quantité d’aérosols de taille supérieure à 10 micromètres.
C’est la présence de SO2 et de H2O en quantité relativement importante (respectivement 50 et 200 molécules par million à la base de la couche nuageuse) qui est responsable de la température très élevée régnant dans la basse atmosphère, et non le fait que Vénus se trouve plus près du Soleil que la Terre. L’émission thermique infrarouge de la surface est en effet absorbée par ces gaz, jouant le rôle d’écran, avec une élévation considérable de la température atmosphérique (effet de serre). Le CO2 participe également à l’absorption du rayonnement thermique mais, présentant des fenêtres assez larges entre ses bandes d’absorption, ne peut à lui seul rendre compte de la valeur très élevée de la température. La troposphère de Vénus ne reçoit pas de lumière solaire aux longueurs d’onde inférieures à 400 nanomètres, l’ultraviolet étant absorbé par SO2 et les aérosols dans la couche nuageuse. Même dans le visible, seulement 5 p. 100 de la lumière solaire atteint le sol. Ce fait constitue une différence essentielle entre l’atmosphère de Vénus et les atmosphères de la Terre et de Mars, quasi transparentes au rayonnement solaire. Le flux ultraviolet ne pénétrant pas dans la troposphère, les processus photochimiques y jouent un rôle secondaire. La seule exception notable est la photodissociation de S3, qui se traduit par l’absorption troposphérique du flux solaire entre 400 et 500 nanomètres.
Lorsqu’on cherche à modéliser les réactions entre les composés de O, C, N, S, H, Cl, F dans la basse atmosphère, on se heurte au fait que les coefficients des réactions dans les conditions extrêmes de température et de pression régnant sur Vénus ne sont pas déterminés expérimentalement. On travaille alors dans l’hypothèse de l’équilibre thermochimique. L’effet de la température et de la pression très élevées est d’augmenter considérablement la réactivité de constituants qui, dans des conditions normales, n’interagiraient que beaucoup plus faiblement. À basse altitude, la composition chimique est réglée par les échanges avec les minéraux de surface qui, à cette température, libèrent dans l’atmosphère une grande quantité de substances volatiles. La très forte valeur de la pression s’explique d’ailleurs par ce phénomène. Si l’on suppose le dioxyde de carbone à l’équilibre thermochimique avec le sol (calcite CaCO3), on obtient par le calcul une pression de l’ordre de 100 Z 103 hectopascals à 460 0C, tout à fait comparable à la pression mesurée. Ce genre de calcul repose sur l’hypothèse discutable que la composition minéralogique de Vénus est voisine de celle de la Terre. Pour donner quelques exemples, les quantités mesurées de HF et HCl s’expliquent bien en supposant que ces espèces gazeuses sont en équilibre thermochimique avec respectivement CaF2 et NaCl. De même, l’abondance de O2 semble réglée par l’équilibre pyrite (FeS2)-anhydrite (CaSO4). La composition de la troposphère de Vénus déduite des conditions d’équilibre thermochimique entre le gaz et la roche, et à plus haute altitude entre les espèces gazeuses, reproduit de façon assez satisfaisante les mesures. Elle est à peu près indépendante de l’altitude mais des variations sont cependant possibles. La décroissance de l’abondance de CO entre 60 kilomètres d’altitude et le sol, passant de 50 à 15 molécules par million, a pu être interprétée. CO réagissant avec S3 pour former COS et S2, la diminution de S3 lorsqu’on s’élève dans l’atmosphère, liée à sa photodissociation par le flux ultraviolet solaire, se traduit par une augmentation de l’abondance de CO avec l’altitude. Un des problèmes les plus intéressants, faisant intervenir à la fois le sol, l’atmosphère gazeuse et les nuages, est l’étude des mécanismes de destruction et de recyclage du soufre présent dans l’atmosphère. Le cycle du soufre peut être résolu en trois cycles (fig. 4): un cycle géologique, avec formation de H2S et de COS par action sur la pyrite FeS2 de H2O et CO2 respectivement, et deux cycles atmosphériques; au cours du cycle atmosphérique lent, les produits de la décomposition photolytique de COS (S) et H2S (HS), réagissant avec O2 (provenant de la décomposition photolytique de CO2), forment SO2, la réaction thermochimique inverse se produisant à basse altitude; au cours du cycle atmosphérique rapide, SO2 forme SO3 en réagissant avec O (produit de photolyse de CO2) puis H2SO4 à partir de H2O. La synthèse photochimique de H2SO4 a lieu au-dessus de 50 kilomètres puisque le flux ultraviolet solaire ne pénètre pas dans la troposphère. Les gouttelettes d’acide sulfurique forment une pluie et s’évaporent aux plus basses altitudes, avec transformation thermochimique inverse de H2SO4 en SO2 et H2O qui remontent, entraînés par la convection troposphérique, pour finalement reformer H2SO4, réamorçant ainsi le cycle. Ce mécanisme explique le maximum de vapeur d’eau enregistré vers 50 kilomètres d’altitude, la présence de composés chlorés, et non sulfurés, dans la partie inférieure de la couche nuageuse, et la décroissance observée des gaz soufrés au-dessus de 50-60 kilomètres d’altitude. Le SO2 de l’atmosphère, réagissant avec la calcite CaCO3 du sol, forme CaSO4 avec régénération de la pyrite par action de FeO et CO2 sur CaSO4, bouclant ainsi le cycle géologique. Les abondances relatives de SO2, COS et H2S, encore controversées (Pioneer Venus ayant trouvé beaucoup plus de SO2, les sondes soviétiques des quantités comparables), dépendent de l’intensité relative du cycle géologique et du cycle atmosphérique lent. L’existence de variations à long terme du SO2 de 40 hectopascals environ et de certaines incohérences entre la composition du sol mesurée par les sondes Venera-13 et Venera-14 et la quantité de SO2 présent dans la basse atmosphère suggèrent la possibilité d’un volcanisme actif, jouant le rôle de source épisodique de SO2.
La composition atmosphérique entre 50 et 200 kilomètres peut être calculée à partir d’un modèle photochimique dont les constituants de base sont CO2, H2O, HCl et SO2. Comme pour Mars se pose la question de la stabilité de l’atmosphère de CO2. Sous l’influence du rayonnement ultraviolet solaire, photodissociant CO2, il devrait se former assez rapidement du monoxyde de carbone CO et de l’oxygène O2 en quantités importantes, ce qui n’est pas observé. La réponse réside probablement ici aussi dans l’action des produits de décomposition de l’eau (hydrogènes impairs H, OH, HO2) qui réagissent avec CO pour reformer CO2 avec, dans le cas de Vénus, un effet additionnel dû aux composés chlorés (Cl, ClO, ClO2, COCl). Un autre résultat important est la prédiction d’une couche de O2 entre 80 et 100 kilomètres. O2 se forme à cette altitude essentiellement par action de ClO sur O, produit de photolyse de CO2, l’action de COCl conduisant à sa destruction au-dessous de 90 kilomètres avec formation d’une dépression de O2 entre 60 et 80 kilomètres. La quantité totale de O2 entre 60 et 100 kilomètres est donc liée au cycle du chlore; elle est d’autant plus importante que la destruction de O2 par le chlore est inopérante. L’observation spectroscopique depuis la Terre permet de poser une limite supérieure sur la quantité de O2, donc de dégager une efficacité minimale de l’action du chlore. L’hydrogène atomique, formé par photolyse de HCl, H2O et recombinaison de HCO2+ à haute altitude, s’échappe de l’atmosphère avec un flux de 107 atomes par centimètre carré et par seconde, en partie par échange de charge H-H+ (60 p. 100), en partie par collision avec les atomes d’oxygène chauds formés par recombinaison dissociative de O2+. Le taux d’échappement de O est de 3 Z 106 atomes par centimètre carré et par seconde. Les températures moyennes de la haute atmosphère étant très différentes côté jour (10 0C) et côté nuit (— 150 0C), la densité des constituants les plus lourds (CO2, CO, O, N2) est environ cent fois plus importante côté jour à 180 kilomètres d’altitude. L’effet de marée atmosphérique se traduit par un flot rapide du jour vers la nuit, entraînant les éléments légers (H, H2, He) qui s’accumulent donc côté nuit, avec un enrichissement d’un facteur 100 à 1 000.
L’effet de marée thermique atmosphérique, qui se traduit par une répartition asymétrique de l’énorme masse gazeuse de l’atmosphère vénusienne soumise au gradient thermique jour-nuit (absorbant côté jour 95 p. 100 de la lumière solaire), a probablement joué un rôle déterminant dans l’établissement des caractéristiques orbitales actuelles de la planète. Très peu inclinée sur le plan de son orbite (20), Vénus tourne sur elle-même en un temps extrêmement long, avec une période de 243 jours terrestres, et dans le sens rétrograde. En l’absence d’atmosphère, la force de marée solide, liée à l’action du champ gravitationnel solaire sur un corps asymétrique en rotation, avec génération d’un couple tendant à ralentir la rotation, aurait dû rapidement synchroniser la rotation et le mouvement orbital, la planète présentant toujours la même face au Soleil. Le fait que la rotation, bien que lente, ne soit pas synchrone, le jour vénusien étant de 117 jours terrestres, tient très probablement à l’existence d’un couple gravitationnel agissant sur le bourrelet généré par l’effet de marée thermique, couple qui est retransmis par frottement à la surface solide. Ce couple, s’exerçant dans le sens rétrograde, compense exactement le couple de marée solide, s’exerçant dans le sens direct (la planète tournant dans le sens rétrograde), avec maintien d’une rotation rétrograde résiduelle. Le fait que l’orbite de Vénus soit circulaire et l’axe de rotation quasi perpendiculaire au plan orbital, contrairement aux cas terrestre et martien, implique l’absence de saisons. L’apparente simplicité théorique qui semble résulter des conditions orbitales peu différenciées de Vénus a été démentie par l’observation à distance et l’exploration in situ, dont le stade ultime fut le largage en 1985, par les sondes d’atterrissage Vega, de deux ballons-sondes qui, dérivant à une altitude de 50 kilomètres sur une distance d’une dizaine de milliers de kilomètres, ont retransmis de nombreuses informations sur le système de vents. La dynamique de l’atmosphère de Vénus est en fait très complexe, essentiellement à cause de sa masse, entretenant un système de circulation atmosphérique atypique, encore assez mal compris.

Le fait le plus marquant de la dynamique de l’atmosphère de Vénus est la rotation rapide de la couche atmosphérique située entre 50 et 70 kilomètres d’altitude (fig. 5), découverte en 1960 par l’analyse du déplacement de marques sombres observées sur des clichés de la planète pris en lumière ultraviolette. L’atmosphère tourne environ soixante fois plus vite que la planète solide, la superrotation s’effectuant dans le même sens que la rotation planétaire (sens rétrograde) avec une période de 4 jours terrestres. La structure verticale de la vitesse de l’écoulement zonal a été mesurée par les différentes sondes de descente, montrant que le phénomène s’amorce vers 10 kilomètres d’altitude, avec des vents d’une dizaine de kilomètres à l’heure, s’amplifiant régulièrement jusqu’à 65 kilomètres (vents de 540 km/h) pour décroître ensuite et s’annuler vers 95 kilomètres d’altitude. La distribution verticale de la vitesse du vent zonal peut être reliée au gradient latitudinal de température en supposant l’équilibre cyclostrophique dans la troposphère et la mésosphère. L’équilibre cyclostrophique, bien vérifié par l’observation (fig. 5), est un état dynamique dans lequel la composante horizontale de la force centrifuge liée à la rotation est exactement compensée par la force due au gradient de pression. Sur la Terre, l’équilibre intervient entre gradient de pression et force de Coriolis, et l’on parle d’équilibre géostrophique.

La couche en rotation rapide est encadrée par deux régions aux régimes thermiques complètement différents:
– Dans la thermosphère, au-dessus de 90 kilomètres, le temps caractéristique de refroidissement par conductivité thermique avec acheminement de la chaleur vers la mésopause (frontière supérieure de la mésosphère) puis dissipation radiative est court devant la durée du jour vénusien. Du fait de la symétrie plane jour-nuit, il se crée une circulation du point subsolaire vers le point antisolaire à haute altitude, le gradient de pression au terminateur (limite jour-nuit) étant si élevé que l’écoulement se fait à la vitesse du son (800 km/h pour CO2), dans une situation proche de l’écoulement d’un gaz dans le vide. La circulation jour-nuit à haute altitude est compensée par une circulation inverse au voisinage de la mésopause. Les flux de matière dans les deux sens étant les mêmes, la vitesse d’écoulement de la nuit vers le jour à la mésopause est très inférieure à la vitesse d’écoulement inverse à haute altitude, où la densité est beaucoup plus faible. Le déplacement du bourrelet d’éléments légers observé côté nuit d’environ 3 heures locale par rapport au point antisolaire en direction du matin montre l’existence d’un vent zonal rétrograde (est-ouest) de période 5-10 jours vers 130 kilomètres d’altitude, non directement lié à la superrotation de la couche à 50-70 kilomètres, dont on sait qu’elle s’interrompt vers 90 kilomètres d’altitude.

– Dans la troposphère, au-dessous de 50 kilomètres d’altitude, le temps caractéristique de refroidissement est au contraire grand devant la durée du jour, l’énergie ne pouvant être évacuée que très difficilement sous forme radiative à cause de l’effet de serre. La différence entre les conditions régnant côté jour et côté nuit est donc très faible et, du fait de la symétrie cylindrique de révolution des gradients latitudinaux de température moyennés sur des périodes très supérieures au jour vénusien, l’échange de chaleur n’a pas lieu avec le point antisolaire mais avec le pôle. Il se crée probablement, comme sur la Terre, deux cellules de Hadley situées de part et d’autre de l’équateur. L’air chaud, s’élevant en régions tropicales, est transporté vers les pôles, où il redescend avant d’être réacheminé vers l’équateur. Sur la Terre, la cellule de Hadley n’atteint pas les pôles, la force de Coriolis, liée à la rotation rapide de la planète, créant à latitude moyenne une instabilité (instabilité barocline) responsable du système de cyclones et d’anticyclones qui assure le transport méridien aux latitudes moyennes.
Entre la cellule convective thermosphérique jour-nuit à haute altitude et la cellule convective troposphérique équateur-pôle à basse altitude, assurant la circulation de la chaleur des régions chaudes vers les régions froides, existe une large zone atmosphérique (de 30 à 90 kilomètres d’altitude), centrée sur la couche nuageuse, dont le régime thermique est complexe, contraint par des écoulements tout à fait différents à la base et à son sommet. C’est dans cette couche que prend place la superrotation. La source de l’excès de moment angulaire peut être recherchée soit dans l’action de la planète solide, qui peut communiquer par frottement une partie de son moment angulaire rétrograde à l’atmosphère, soit dans l’action du Soleil exerçant un couple gravitationnel sur l’atmosphère rendue asymétrique par l’effet de marée thermique. Dans les deux cas, la question est de savoir par quels mécanismes le moment angulaire a pu être transporté de haut en bas (origine solaire) ou de bas en haut (origine planétaire). L’existence d’un régime de vent zonal stable suggère un équilibre entre flux de moment angulaire montants et descendants, mais également entre flux horizontaux vers les pôles et vers l’équateur assurant la redistribution du moment angulaire à toutes les latitudes. L’observation du déplacement d’hétérogénéités de la couche nuageuse suggère l’existence d’une cellule de Hadley localisée entre 50 et 70 kilomètres d’altitude, avec une vitesse du vent méridien au sommet des nuages (donc orientée vers le nord) de l’ordre de 10 kilomètres à l’heure. La plus grande partie de l’énergie solaire étant absorbée en haut des nuages, au lieu de l’être à la surface de la planète comme sur la Terre, la formation d’une cellule de Hadley à l’altitude des nuages n’a rien de surprenant. Des considérations théoriques prévoient l’existence dans la zone à 30-50 kilomètres, séparant la cellule à l’altitude des nuages de la cellule troposphérique, et à 70-90 kilomètres, juste au-dessous de la cellule jour-nuit thermosphérique, de cellules à circulation indirecte (branche ascendante aux pôles, descendante à l’équateur), assurant la transition entre les cellules à circulation directe. L’analyse du profil vertical de température montre par ailleurs la stabilité thermique de chacune de ces deux régions. La circulation méridienne serait donc assurée par un système fortement stratifié consistant en un empilement de cellules convectives directes et indirectes (fig. 6). La question du maintien de la superrotation n’est pas résolue. L’effet de la turbulence à petite échelle devrait être d’acheminer le moment angulaire vers le bas, avec uniformisation rapide du vent zonal avec l’altitude. Il faut donc imaginer un processus de transport ascendant compensant le transport descendant turbulent, la circulation méridienne avec élévation des masses d’air chaud en région tropicale constituant la meilleure explication. Les ondes planétaires, dont la structure sombre en forme de Y couché apparaissant avec une période de 4,2 jours constitue sans doute l’une des manifestations, pourraient également participer au transport vertical dans certaines couches atmosphériques. Cependant, l’effet de la circulation méridienne devrait être également de transporter du moment angulaire vers le nord, diminuant l’intensité du vent zonal en région équatoriale, ce qui n’est pas observé. Il faut donc admettre que la turbulence horizontale à grande échelle, liée à l’instabilité barotrope du vent zonal ou au développement des vents de marée thermique, transporte du moment angulaire vers l’équateur, homogénéisant la circulation zonale; mais un tel transport n’a pas encore été observé. Une autre difficulté tient à l’existence de cellules à circulation indirecte, avec inversion du sens de transport méridien (du haut vers le bas à l’équateur). L’observation infrarouge de la planète montre une inversion de température au-dessus du pôle Nord, avec un collier sombre entre 530 et 700 de latitude traduisant un abaissement de la température et une structure claire dipolaire de dimension caractéristique 1 000 kilomètres en rotation rapide (période de 2,7 jours), centrée sur le pôle et présentant un excès de température de 50 kelvins environ par rapport aux régions équatoriales. Ce phénomène est dû à un abaissement de la couche nuageuse d’environ 15 kilomètres, probablement lié à la superrotation.

Tout comme sur Mars, la disparition de l’eau s’explique par la photodissociation de H2O avec échappement de l’hydrogène ainsi créé du champ gravitationnel de Vénus et incorporation de l’oxygène à la croûte. La valeur actuelle du taux d’échappement est de l’ordre de 107 atomes par centimètre carré et par seconde. Avec un taux d’échappement si faible, à supposer qu’il soit resté constant au cours des âges, la quantité totale d’eau perdue depuis la formation de Vénus est équivalente à un océan de quelques mètres de profondeur seulement réparti sur l’ensemble de la planète. Vénus aurait donc été, de tout temps, extrêmement sèche. Le problème soulevé par ce calcul est qu’il ne permet pas d’expliquer le développement initial de l’effet de serre. Les abondances actuelles de CO2, H2O et SO2 permettent d’expliquer l’entretien de l’effet de serre. Mais c’est la température élevée qui est elle-même responsable de la présence en quantité importante de ces constituants par l’effet du dégazage induit. Il faut donc trouver un mécanisme susceptible de libérer dans un stade primitif d’évolution de la planète un constituant gazeux capable d’absorber le rayonnement infrarouge thermique du sol en quantité suffisante pour amorcer l’effet de serre. Ce gaz ne peut être que l’eau, à condition de supposer que Vénus ait un jour disposé de réserves d’eau comparables à celles de la Terre. On peut faire par exemple l’hypothèse que la planète a connu au début de son histoire une période de volcanisme intense, rejetant dans l’atmosphère suffisamment de vapeur d’eau (1010 molécules par centimètre carré et par seconde) pour provoquer un élèvement de la température au sol, intensifiant le dégazage du CO2 et donc du même coup l’effet de serre, le processus s’amplifiant et conduisant à l’établissement des conditions actuelles à la surface. La possibilité d’une activité tectonique et volcanique beaucoup plus intense par le passé, durant le premier milliard d’années de l’existence de Vénus, est appuyée par les mesures de l’abondance de l’argon 40, provenant, comme sur la Terre, de la décomposition radioactive du potassium contenu dans la croûte, l’argon produit en profondeur étant dégazé au rythme de l’activité tectonique. Il existe environ quatre fois moins d’argon dans l’atmosphère de Vénus que dans celle de la Terre. Cette différence pourrait être due au fait que la période de dégazage intense sur Vénus a été plus courte que sur la Terre, prenant peut-être fin il y a environ 3,5 milliards d’années. Le taux d’échappement de l’hydrogène (dans sa phase hydrodynamique) aurait été, durant le premier milliard d’années, beaucoup plus élevé que maintenant, une quantité d’eau équivalant à celle qui est contenue dans les océans terrestres pouvant être théoriquement perdue par échappement hydrodynamique en moins d’un demi-milliard d’années. La mesure de la quantité de deutérium D, et donc du rapport D/H, fournit une estimation de la quantité d’hydrogène (donc d’eau) perdu par la planète dans la phase d’échappement thermique postérieure, car l’atome de deutérium, plus massif, s’échappe moins facilement que l’atome d’hydrogène. L’enrichissement en deutérium de l’atmosphère de Vénus (par rapport à la teneur des océans terrestres) est d’environ un facteur 100, ce qui conduit à une quantité d’eau initiale (après interruption de la période d’échappement intense) égale à moins de 1 p. 100 de la quantité totale d’eau contenue dans les océans terrestres.