Propriétés physiques et chimiques

On sait aujourd'hui que Mars possède une atmosphère ténue dont la pression moyenne au niveau de référence martien est par définition de 610 Pa, avec une température moyenne de 210 K (−63 °C). Elle est composée principalement de dioxyde de carbone CO₂ (96,0 ± 0,7 %), d'argon Ar (1,93 ± 0,01 %) et de diazote N₂ (1,89 ± 0,03 %). Viennent ensuite le dioxygène O₂ (0,145 ± 0,009 %), le monoxyde de carbone CO (< 0,1 %), la vapeur d'eau H₂O (0,03 %) et le monoxyde d'azote NO (0,013 %)^[34]. Divers autres gaz sont présents à l'état de traces, à des concentrations ne dépassant jamais quelques parties par million, notamment le néon Ne, le krypton Kr, le méthanal (formaldéhyde) HCHO, le xénon Xe, l'ozone O₃ et le méthane CH₄, la concentration atmosphérique moyenne de ce dernier étant de l'ordre de 10,5 ppb. La masse molaire moyenne des constituants gazeux de l'atmosphère de Mars serait de 43,34 g/mol^[35].

Compte tenu de la faible gravité à la surface de Mars, la hauteur d'échelle de cette atmosphère est de 11 km, plus d'une fois et demie celle de l'atmosphère terrestre, qui n'est que de 7 km^[36]. La pression relevée à la surface varie d'à peine 30 Pa au sommet d'Olympus Mons et jusqu'à 1 155 Pa au point le plus bas du bassin d'impact d'Hellas Planitia^[37].

Début 2004, le spectromètre infrarouge PFS de la sonde européenne Mars Express détecte de faibles concentrations de méthane (10 ppb) et de formaldéhyde (130 ppb) dans l’atmosphère martienne^[38]. Le méthane étant détruit par le rayonnement ultraviolet au bout de 340 ans seulement, sa présence implique l'existence d'une source interne. Une activité géothermique profonde, un pergélisol bombardé par les particules à haute énergie du rayonnement cosmique et une forme de vie microbienne méthanogène^[39] sont autant de sources plausibles^[40]. En outre, si l'on considère que le formaldéhyde, dont la durée de vie n'est que de 7 heures, est produit par oxydation du méthane, ces sources doivent être plus abondantes encore. Ainsi, selon cette hypothèse, la production annuelle de méthane est estimée à 2,5 millions de tonnes.

Nuages

Nuages de glace d'eau dans le ciel de Vastitas Borealis vus par la sonde Phoenix le 29 août 2008.		Nuages vus la même année dans le ciel de Meridiani Planum par le rover Opportunity[41].

L'eau très pure ne peut exister à l'état liquide qu'en dessous du niveau de référence martien, qui correspond à peu près à la pression du point triple de l'eau, soit 611,73 Pa : à ce niveau, pour peu que la température soit suffisante (0 °C pour de l'eau pure, mais seulement 250 K (−23 °C) pour de nombreuses solutions salines, voire 210 K (−63 °C) pour certains mélanges^[42] de solutions d'acide sulfurique H₂SO₄), l'eau peut se trouver sous ses trois états physiques (gazeux, liquide, et solide). Au-dessus de ce niveau, en revanche, et notamment dans l'atmosphère, elle ne peut exister qu'à l'état de vapeur d'eau, qui se condense parfois en glace pour former des nuages de cristaux d'H₂O d'apparence très semblable à celle de nos cirrus^[43], typiquement à une altitude de 10 à 20 km ; on observe de tels nuages par exemple sur les flancs des grands volcans du renflement de Tharsis ou d'Elysium Planitia : visibles au télescope depuis la Terre dès le XIX^e siècle, les nuages accrochés au sommet d'Olympus Mons avaient été pris pour de la neige, d'où le nom Nix Olympica qui avait été donné à cette région par Giovanni Schiaparelli.

• 
  Nuages vus par le rover Curiosity.

Mais le dioxyde de carbone forme lui aussi des nuages, constitués de cristaux de CO₂ dépassant 1 µm de diamètre, à des altitudes plus élevées que ceux constitués de glace d'eau ; l'instrument OMEGA de la sonde Mars Express a déterminé en 2007 que ces nuages sont susceptibles d'absorber jusqu'à 40 % du rayonnement solaire^[44], provoquant une baisse de 10 K de la température sous ces nuages, ce qui n'est pas sans conséquence sur le climat martien, notamment sur son régime des vents.

Poussières

La caractéristique particulière de l'atmosphère martienne est d'être constamment chargée en poussière, dont les grains ont un diamètre moyen de l'ordre de 1,5 µm, responsable de la teinte ocre du ciel martien^[45],[46]. Cette poussière est continuellement injectée dans l'atmosphère par des tourbillons de poussière^[47] (couramment désignés par le terme anglais dust devils), comme celui observé ci-dessous par le rover Spirit le 12 mars 2005^[48] ; les prises de vue durent en tout 575 s (ce qu'indique le compteur de l'angle inférieur gauche), et trois autres tourbillons sont brièvement visibles au loin dans la moitié droite de la vue, au début de la séquence, puis près du tourbillon principal, puis tout à la fin :

Film montrant le déplacement d'un tourbillon de poussière.

Traînées laissées par des tourbillons de poussière vues par l'instrument HiRISE de Mars Reconnaissance Orbiter le 24 août 2009 au nord du cratère Antoniadi par 26,7° N et 62,8° E. La bande blanchâtre qui traverse l'image est une pente givrée sous un banc de brouillard et traversée de traînées noires.

De tels tourbillons sont loin d'être anecdotiques ; tant leur permanence que leur accumulation conduisent à empoussiérer des volumes considérables d'atmosphère, comme l'illustre un cliché saisissant (ci-contre)^[49], où l'on voit une multitude de traînées noires laissées par des tourbillons qui ont emporté la couche de poussières superficielle, de couleur rouge orangé caractéristique de l'oxyde de fer(III) Fe₂O₃ (hématite) amorphe, laissant apparaître les couches plus profondes de sable plus sombre, peut-être en rapport avec la région volcanique voisine de Syrtis Major Planum. La couche de poussières ainsi soulevée n'est jamais très massive ; l'étude de la grande tempête de 2001, au cours de laquelle la poussière a gagné toutes les couches atmosphériques jusqu'à 60 km d'altitude, a conduit à estimer que si toute la poussière alors soulevée se déposait uniformément entre 58° N et 58° S, elle ne formerait qu'une pellicule de 3 µm d'épaisseur^[50]. La dynamique de la poussière dans l'atmosphère martienne est conditionnée par la ténuité de cette atmosphère et par la faible gravité à la surface de la planète. Ainsi, alors que les grains de poussière martiens ont typiquement quelques micromètres de diamètre, on a calculé que des grains de 20 µm peuvent être soulevés par des vents d'à peine 2 m/s et maintenus indéfiniment en suspension par des turbulences de seulement 0,8 m/s^[51].

Les grains de poussière en suspension dans l'atmosphère sont responsables de la couleur rouille de cette dernière, qui vire au bleu autour du soleil lors de son coucher, comme l'ont découvert les sondes Viking 1 et Viking 2 et que les sondes suivantes ont bien illustré par la suite :

Ciel martien à midi[52] et au crépuscule[53] vu par Mars Pathfinder en 1999.

Deux vues de Mars au télescope spatial Hubble avant et pendant la grande tempête de poussières martienne de l'été 2001^[54].

L'observation de l'activité atmosphérique de Mars à l'aide du télescope spatial Hubble entre 1996 et 1997, alors que la planète exposait son pôle nord au début du printemps, a permis de mettre en évidence le rôle de la sublimation des calottes polaires dans la génération de masses d'air à l'origine de vents qui soulèvent d'importantes quantités de poussières et sont susceptibles de déclencher de véritables tempêtes de poussières^[55],[56] à l'échelle de la planète tout entière, comme celle qui a affecté l'ensemble de l'atmosphère martienne en été 2001.

Saisons

L'obliquité de Mars est proche de celle de la Terre (respectivement 25.19° contre 23.44°) mais l'excentricité de l'orbite martienne est sensiblement plus élevée (0,09332 contre 0,01671 pour la Terre) de sorte que, si Mars possède des saisons similaires à celles de la Terre, celles-ci sont d'intensité et de durée très inégales au cours de l'année martienne (voir tableau ci-contre).

L'hémisphère nord connaît ainsi des saisons moins marquées que l'hémisphère sud, car Mars est à son aphélie à la fin du printemps et à son périhélie à la fin de l'automne, d'où des hivers courts et doux et des étés longs et frais ; le printemps dure ainsi 52 jours de plus que l'automne. À l'inverse, l'hémisphère sud connaît des saisons très marquées, avec des hivers longs et très froids tandis que les étés sont courts et plus chauds que ceux de l'hémisphère nord. C'est donc dans l'hémisphère sud qu'on observe les écarts de température les plus élevés.

Le simulateur Mars24 Sunclock^[60] de la NASA donne, pour l'hémisphère nord, les dates suivantes pour le début de chaque saison :

Cycle des saisons martiennes.

Rigoles se formant à la fin de l'hiver auprès du cratère Kaiser.

Vers la fin du printemps austral, lorsque Mars est au plus près du Soleil, des tempêtes locales et parfois régionales apparaissent. Exceptionnellement, ces tempêtes peuvent devenir planétaires et durer plusieurs mois comme ce fut le cas en 1971 et, dans une moindre mesure, en 2001. De minuscules grains de poussière sont alors soulevés, rendant la surface de Mars quasiment invisible. Ces tempêtes de poussière naissent en général au-dessus du Bassin d'Hellas. Les importantes différences thermiques observées entre le pôle et les régions avoisinantes provoquent des vents violents à l'origine du soulèvement de fines particules dans l'atmosphère. Lors de tempêtes globales, ce phénomène provoque d'importantes modifications climatiques : les poussières en suspension absorbent le rayonnement solaire, réchauffant ainsi l'atmosphère et réduisant dans le même temps l'insolation au sol^[61]. Ainsi, lors de la tempête de 2001, la température atmosphérique s'est élevée de 30 K alors que la température au sol s'est abaissée de 10 K^[62].

Il n’existe qu’une seule cellule de Hadley sur Mars mais beaucoup plus marquée en altitude et en amplitude, joignant les deux hémisphères et qui s’inverse deux fois par an.

Enfin, l'obliquité de la planète, qui n'est pas stabilisée par la présence d'un satellite massif comme c'est le cas pour la Terre, suit un régime chaotique selon une cyclicité d’environ 120 000 ans. Elle oscille entre 0° et 60° et connaît des phases relativement stabilisées entrecoupées de changements brusques, ce qui bouleverse complètement le climat martien^[63].

Condensation hivernale de l'atmosphère aux pôles

L'une des caractéristiques propres à la planète Mars est qu'une fraction significative de son atmosphère se condense alternativement au pôle sud et au pôle nord lors de l'hiver austral et de l'hiver boréal respectivement. Les conditions hivernales aux pôles — pression et température — sont en effet favorables à la condensation du dioxyde de carbone : la pression de vapeur saturante du CO₂ à 150 K (−123 °C) se trouve être voisine de 800 Pa, et tombe à seulement 400 Pa à 145 K (−128 °C), qui sont des températures courantes lors de l'hiver austral ; il y a condensation du CO₂ dès que la pression partielle de ce gaz dépasse la pression de vapeur saturante correspondant à la température à laquelle il se trouve.

La sonde Viking 1 a mesuré la pression atmosphérique sur une année complète à son point d’atterrissage situé par 22,697° N et 312,778° E dans le bassin de Chryse Planitia, à une altitude d'environ −3 300 m par rapport au niveau de référence. La pression atmosphérique moyenne s'est révélée évoluer tout au long de l'année selon les saisons, avec des valeurs approximatives, en chiffres ronds, de 850 Pa au printemps, 680 Pa en été, 900 Pa en automne et 800 Pa en hiver^[64],[65] : ces variations s'expliquent bien si l'on considère que la calotte hivernale australe condense une masse de glace carbonique supérieure à celle de la calotte hivernale boréale, tandis qu'à l'automne de l'hémisphère nord l'essentiel de la calotte australe s'est sublimée alors que la calotte boréale commence tout juste à se condenser.

Calottes polaires

Vue de la calotte résiduelle boréale.

Les calottes polaires de Mars ont été observées pour la première fois au milieu du XVII^e siècle par Jean-Dominique Cassini et Christian Huygens. Leur taille varie considérablement au cours des saisons par échange de dioxyde de carbone et d'eau avec l’atmosphère. On distingue ainsi, dans les deux hémisphères, une calotte polaire dite « résiduelle » ou « estivale » qui se maintient tout l’été, et une calotte polaire dite « saisonnière » ou « hivernale » qui vient la recouvrir à partir de l’automne.

L’hiver austral étant plus long et plus froid que l'hiver boréal, la calotte saisonnière australe est plus vaste que la calotte saisonnière boréale. Au cours de l'hiver austral, le CO₂ contenu dans l'atmosphère se condense en glace carbonique au-dessus de 55° S alors que c'est plutôt au-dessus de 65° N qu'il se condense pendant l'hiver boréal. Il s'agit d'une glace de dioxyde de carbone (CO₂) très pure et presque transparente, d'une épaisseur ne dépassant pas quelques mètres, qui laisse voir le sol à l'aplomb sur les clichés pris par les sondes spatiales en orbite au-dessus des régions polaires.

Avec ses 300 km de diamètre, la calotte résiduelle australe est à l’inverse trois fois plus petite que la calotte résiduelle boréale (1 000 km de diamètre). Elles sont de nature très différente des calottes saisonnières, contenant une forte proportion de glace d'eau mêlée de terre avec une structure stratifiée révélée par l'instrument THEMIS de la sonde 2001 Mars Odyssey^[66], avec une épaisseur atteignant localement plusieurs kilomètres. Leurs surfaces sont entaillées par de profondes vallées, appelées chasmata (pluriel du latin chasma désignant des vallées encaissées), qui forment des spirales dont le sens de rotation est conditionné par la force de Coriolis. Ainsi, les vallées s'enroulent autour du pôle sud dans le sens des aiguilles d'une montre alors qu'elles s'enroulent autour du pôle nord dans le sens inverse.

La calotte résiduelle boréale ne contient pas de glace carbonique, mais la calotte résiduelle australe en est presque entièrement recouverte d'une croûte d'une dizaine de mètres d'épaisseur dont la surface alvéolée rappelle celle d'une tranche de gruyère ; des observations réalisées par la sonde Mars Global Surveyor ont montré que le diamètre moyen des alvéoles augmentait au fil des saisons, suggérant un réchauffement climatique dans l’hémisphère sud^[67] (voir paragraphe suivant).

Les calottes polaires ont un impact important sur la composition atmosphérique globale de la planète. Le cycle des condensations et sublimations du CO₂ fait varier la pression atmosphérique de près d'un tiers, et, pendant l'été boréal, la glace d'eau qui compose la calotte polaire résiduelle nord se sublime, injectant de grandes quantités de vapeur d'eau dans l'atmosphère. Si toute la vapeur d'eau contenue dans l'atmosphère venait à précipiter, elle formerait une couche de moins de 10 µm d'épaisseur durant l'hiver et de plus de 40 µm en plein été^[68].

Variations climatiques observées sur la calotte résiduelle australe

Élargissement des alvéoles dans la couche superficielle de glace carbonique de la calotte résiduelle australe observé par Mars Global Surveyor entre deux étés martiens, ici 1999 et 2001.

La comparaison des clichés de la calotte résiduelle australe pris par Mars Global Surveyor en 1999 et en 2001 a mis en évidence une tendance générale à la régression de la croûte de glace carbonique superficielle de cette région^[69]. Ceci résulterait de la sublimation progressive du CO₂ constituant la croûte superficielle de la calotte résiduelle australe pour laisser apparaître les couches plus profondes, constituées essentiellement de glace d'eau mêlée de poussières. Ce phénomène semble avoir été assez rapide, le bord des cavités observées dans la croûte de glace carbonique progressant alors de 3 m par année martienne. Constatée sans ambiguïté sur trois années martiennes consécutives, cette tendance à la sublimation de la calotte résiduelle australe est venue s'ajouter à diverses observations ailleurs sur la planète, telles que l'apparition de ravines sur les bords de cratères ou de dépressions, indiquant que la surface martienne est sujette à davantage de transformations qu'on le pensait jusqu'alors^[70].

Ces données, interprétées par les scientifiques comme le signe que Mars pourrait connaître actuellement une transition entre une période glaciaire et une période interglaciaire similaire à celle qu'a connue la Terre il y a près de 12 000 ans^[15], ont parfois été comprises par le grand public comme révélatrices d'un « réchauffement climatique martien », d'origine nécessairement non-humaine, et contredisant, par conséquent, les conclusions du Quatrième rapport du GIEC relatives à l'origine humaine du réchauffement climatique terrestre. Les débats sur la question ont été particulièrement aigus en automne 2007, dans la foulée de la publication de ce rapport.

Avec le recul, il apparaît cependant que les observations martiennes n'ont jamais indiqué autre chose qu'un réchauffement climatique localisé à la calotte résiduelle australe^[70], et non un réchauffement climatique global. De plus, le climat martien est très largement conditionné par les tempêtes de poussières et les variations d'albédo qui en découlent, davantage que par le rayonnement solaire — contrairement au climat terrestre — ce qui limite la pertinence des raisonnements établissant des parallèles entre les deux planètes^[71]. Et, surtout, les observations les plus récentes, notamment celles de la sonde 2001 Mars Odyssey, qui est en 2018 toujours en fonctionnement, ne confirment pas la tendance à long terme à la sublimation des calottes polaires, mais indiqueraient au contraire des variations annuelles autour d'une valeur stable^[72].

Noachien

Le Noachien (du nom de Noachis Terra) correspond aux terrains les plus anciens, depuis la formation de la planète il y a 4,6 milliards d'années, jusqu'à 3,7 milliards d'années selon l'échelle de Hartmann & Neukum (mais 3,5 milliards d'années selon l'échelle de Hartmann standard^[81]), fortement cratérisés et situés majoritairement dans l'hémisphère sud. Mars avait sans doute une atmosphère épaisse à cette époque, dont la pression et l'effet de serre ont certainement permis l'existence d'une hydrosphère grâce à de grandes quantités d'eau liquide. La fin de cette époque aurait été marquée par les impacts d'astéroïdes du grand bombardement tardif, daté aux environs de 4,1 à 3,8 milliards d'années, ainsi que par le début d'une intense activité volcanique, notamment dans la région du renflement de Tharsis.

Hespérien

L'Hespérien (du nom d'Hesperia Planum) correspond aux terrains de 3,7 à 3,2 milliards d'années selon l'échelle de Hartmann & Neukum (mais de 3,5 à 1,8 milliard d'années selon l'échelle de Hartmann standard), marqués par un épisode d'activité volcanique majeur se traduisant par des coulées de lave et des dépôts soufrés. Le champ magnétique global aurait disparu dès la fin du Noachien, permettant au vent solaire d'éroder l'atmosphère de Mars, dont la température et la pression au sol auraient commencé à baisser significativement, de sorte que l'eau liquide aurait cessé d'exister de façon permanente à la surface de la planète.

Amazonien

L'Amazonien (du nom d'Amazonis Planitia) correspond aux terrains de moins de 3,2 milliards d'années selon l'échelle de Hartmann & Neukum (mais de seulement 1,8 milliard d'années selon l'échelle de Hartmann standard), très peu cratérisés et situés très majoritairement dans l'hémisphère nord, à une altitude inférieure au niveau de référence de la planète. L’activité volcanique se serait prolongée, en perdant de son intensité tout au long de cette époque, en quatre épisodes majeurs, le dernier survenant il y a environ cent millions d'années, certains terrains volcaniques semblant même ne dater que de quelques millions d'années. L'érosion de l'atmosphère par le vent solaire se serait prolongée pendant des milliards d'années jusqu'à ce que la pression se stabilise au voisinage du point triple de l'eau pure, dont la pression est de 611,73 Pa. Les structures géologiques amazoniennes sont marquées par l'aridité extrême de l'environnement martien, alors totalement dépourvu d'hydrosphère — ce qui n'empêche pas l'existence discontinue et épisodique d'eau liquide en certains points de la surface.

Cette chronologie en trois époques est aujourd'hui bien acceptée — la datation de chacune de ces époques demeure, en revanche, très incertaine — et permet de rendre compte des phénomènes observés à la surface de Mars par les différentes sondes en activité autour de cette planète, notamment la présence simultanée de minéraux, formés à des époques différentes, supposant pour les uns un environnement très humide et pour les autres au contraire l'absence totale d'eau liquide. Les datations proposées pour ces trois époques — ou éons — géologiques, selon l'échelle de Hartmann standard et l'échelle de Hartmann & Neukum, sont les suivantes (âges en millions d'années) :

Géographie du paléomagnétisme martien et minéraux impliqués

L'étude des météorites de Mars suggère que ce paléomagnétisme résulte, comme sur Terre, de la magnétisation de minéraux ferromagnétiques tels que la magnétite Fe₃O₄ et la pyrrhotite Fe_1-δS dont les atomes alignent leur moment magnétique sur le champ magnétique global et figent cette configuration en passant en dessous de la température de Curie du minéral, soit par exemple 858 K (585 °C) pour la magnétite, mais seulement 593 K (320 °C) pour la pyrrhotite. Les autres minéraux candidats en tant que vecteurs du paléomagnétisme de l'écorce martienne sont l'ilménite FeTiO₃ en solution solide avec l'hématite Fe₂O₃, de même structure, pour former des titanohématites, et dans une moindre mesure la titanomagnétite Fe₂TiO₄, dont la magnétisation et la température de Curie sont cependant inférieures^[97].

L'absence d'un tel paléomagnétisme au-dessus des bassins d'impacts de l'hémisphère sud tels qu'Hellas et Argyre est généralement interprétée comme l'indication que Mars ne possédait plus de champ magnétique global lors de ces impacts, bien qu'il soit également possible que le refroidissement des matériaux sur le lieu de l'impact ait été trop rapide pour permettre l'alignement de leur magnétisation éventuelle sur le champ magnétique global^[98]. A contrario, un paléomagnétisme significatif, et parfois même assez élevé, a été relevé au-dessus des 14 bassins les plus anciens identifiés sur la planète^[97]. De la même façon, aucun champ magnétique notable n'a été détecté au-dessus des régions volcaniques majeures d'Elysium Planitia et du renflement de Tharsis, en revanche un magnétisme faible mais de plus forte intensité a été relevé au-dessus des provinces volcaniques plus petites et plus anciennes des hautes terres australes.

L'analyse des composantes tridimensionnelles du champ magnétique relevé en quelques dizaines de points significatifs de la surface martienne a permis à plusieurs équipes d'extrapoler la position du pôle paléomagnétique de Mars^[99]. Ces simulations — qui doivent néanmoins être prises avec un certain recul — sont assez cohérentes entre elles et conduisent à localiser l'un des pôles paléomagnétiques martiens entre 150° E et 330° E d'une part et 30° S et 90° N d'autre part, c'est-à-dire approximativement dans un rayon de 3 600 km autour d'un point situé à mi-chemin entre Alba Mons et Olympus Mons.

Inversions de polarité et disparition du magnétisme global

Paléomagnétisme martien mesuré par Mars Global Surveyor au-dessus de la région de Terra Cimmeria et Terra Sirenum. Les bandes de polarité opposée sont bien visibles, mais aucun axe de symétrie n'a pu être mis en évidence jusqu'à présent.		Sur Terre, l'expansion des fonds océaniques se traduit, de part et d'autre des dorsales, par la magnétisation rémanente du plancher océanique en bandes symétriques de polarisation opposée suivant les inversions du champ magnétique global de notre planète.

Fait remarquable, la magnétisation mesurée par Mars Global Surveyor est structurée en bandes parallèles de polarité opposée, rappelant celles du plancher océanique sur Terre (voir schéma ci-contre) : celui-ci cristallise de part et d'autre des dorsales au fur et à mesure que les plaques s'écartent en « mémorisant » l'orientation du champ magnétique terrestre au moment de la solidification ; chaque inversion du champ magnétique terrestre est donc « enregistrée » dans les roches ainsi formées, dont la magnétisation est par conséquent symétrique de chaque côté de chaque dorsale. Une telle symétrie n'a en revanche jamais été relevée sur Mars, de sorte qu'aucun élément ne permet actuellement de supposer l'existence passée d'une quelconque tectonique des plaques sur la planète rouge^[100]. Seule une observation à de plus hautes résolutions permettrait de clore le débat.

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 fluides conducteurs (c'est-à-dire des métaux liquides) composant la partie externe du noyau. Ce processus est connu sous le nom d'effet dynamo. Ces mouvements de convection impliquent l'existence d'un gradient thermique suffisant du noyau vers le manteau ; en l'absence d'un tel gradient, l'effet dynamo ne pourrait pas se maintenir.

Ce fait serait à l'origine de la disparition du champ magnétique global de Mars, il y a sans doute au moins quatre milliards d'années : les impacts d'astéroïdes du grand bombardement tardif auraient injecté suffisamment d'énergie thermique dans le manteau de Mars en convertissant en chaleur l'énergie cinétique des impacteurs, ce qui aurait stoppé l'effet dynamo en annulant le gradient thermique nécessaire à son maintien^[101].

Origine de la dichotomie magnétique entre hémisphères nord et sud

L'attribution de la disparition du champ magnétique global martien à un impact cosmique a été reprise dans une théorie alternative impliquant cette fois une protoplanète résiduelle de la taille de la Lune percutant Mars bien avant le grand bombardement tardif, c'est-à-dire quelques dizaines de millions d'années seulement après la formation de la planète (de façon similaire à l'impact hypothétique de Théia avec la proto-Terre^[102]), au voisinage du pôle nord actuel et sous un angle d'incidence assez faible : cet impact serait à l'origine d'une part de la dichotomie crustale^[103],[104] (l'idée n'est pas nouvelle, recoupant la théorie, assez discutée, du bassin boréal^[105]) et d'autre part de l'absence de paléomagnétisme dans l'écorce de l'hémisphère nord, en raison de la disparition du gradient thermique entre le noyau et le manteau dans l'hémisphère nord uniquement, laissant subsister un effet dynamo concentré dans l'hémisphère sud^[106]. Mars aurait ainsi connu transitoirement un magnétisme non pas global, mais « hémisphérique » et décentré vers le pôle sud, ce qui expliquerait l'intensité exceptionnelle du magnétisme rémanent dans certaines parties de l'écorce de l'hémisphère sud, ainsi que l'absence de paléomagnétisme notable dans l'hémisphère nord.

Cette théorie n'est pas la seule proposée pour rendre compte de la superposition d'une « dichotomie magnétique » à la dichotomie crustale martienne : la différence d'épaisseur et de structure de l'écorce martienne entre les deux hémisphères^[107], la fonte partielle de l'écorce de l'hémisphère nord à l'origine du remodelage de sa surface^[108], et la serpentinisation de l'écorce martienne au Noachien^[109], sont les explications les plus couramment avancées.

Aurores

Des aurores peuvent se produire au-dessus des anomalies magnétiques de la croûte martienne. Selon toute vraisemblance, elles ne peuvent cependant pas être perçues par l’œil humain, car elles émettent principalement dans l’ultraviolet^[110].

Plaines de lave

La plus ancienne forme de volcanisme martien, remontant à la fin du Noachien et perdurant jusqu'au début de l'Hespérien, serait celle des étendues basaltiques qui recouvrent le fond des bassins d'impact d'Argyre Planitia et d'Hellas Planitia, ainsi que certaines étendues planes et lisses localisées entre ces deux bassins et celui d'Isidis, de façon rappelant les terrains volcaniques lisses identifiés sur Mercure (par exemple Borealis Planitia), sur Vénus (typiquement Guinevere Planitia) et sur la Lune (les « mers » lunaires), la plupart du temps corrélées à des impacts cosmiques.

Sur Mars, ces plaines de lave noachiennes constituent les régions de Malea Planum, Hesperia Planum et Syrtis Major Planum, qui se présentent comme des plateaux basaltiques dont la surface, typique de l'Hespérien, est géologiquement plus récente. La dynamique sous-jacente à ce type de volcanisme, entre fissure et point chaud, n'est pas vraiment comprise ; en particulier, on n'explique pas complètement le fait que les volcans de Malea, d'Hesperia et d'Elysium sont plus ou moins alignés sur plus d'un tiers de circonférence martienne.

Typologie et distribution des volcans martiens

Cliché d'Olympus Mons obtenu par la sonde Mars Global Surveyor. Son sommet culmine à 21,2 km au-dessus du niveau de référence martien (22,5 km au-dessus des plaines alentour), et sa base atteint 624 km de large. Il s'agit du plus haut volcan connu du Système solaire.

Le volcanisme martien est surtout connu pour ses volcans boucliers, les plus grands du Système solaire. Ce type de volcan est caractérisé par la très faible pente de ses flancs. Sur Terre, un tel volcan résulte d'épanchements de laves pauvres en silice, très fluides, qui s'écoulent facilement sur de grandes distances, formant des structures aplaties s'étalant sur des surfaces très importantes, contrairement, par exemple, aux stratovolcans, dont le cône, bien formé, a une base bien plus restreinte. Le type même de volcan bouclier est, sur Terre, le Mauna Loa, à Hawaï ; le Piton de la Fournaise, à La Réunion, en est un autre, plus petit mais très actif.

Le plus emblématique des volcans boucliers martiens, Olympus Mons, mesure quelque 22,5 km de haut pour 648 km de large et possède une caldeira sommitale de 85 × 60 × 3 km résultant de la coalescence de six cratères distincts^[112]. Mars possède les cinq plus hauts volcans connus du Système solaire (altitudes données par rapport au niveau de référence martien) :

1. Olympus Mons (21 229 m), en marge occidentale du renflement de Tharsis ;
2. Ascraeus Mons (18 225 m), volcan septentrional de Tharsis Montes ;
3. Arsia Mons (17 761 m), volcan méridional de Tharsis Montes ;
4. Pavonis Mons (14 058 m), volcan central de Tharsis Montes ;
5. Elysium Mons (14 028 m), volcan principal d'Elysium Planitia.

À titre de comparaison, le plus haut volcan vénusien, Maat Mons, ne culmine qu'à 8 000 m environ au-dessus du rayon moyen de Vénus, qui sert de niveau de référence sur cette planète.

Sur Mars se trouve également le plus large des volcans du Système solaire, Alba Mons, dont l'altitude ne dépasse pas 6 600 m mais qui s'étend sur environ 1 600 km de large.

Les volcans boucliers martiens atteignent des tailles gigantesques par rapport à leurs équivalents terrestres en raison de l'absence de tectonique des plaques sur Mars : l'écorce martienne demeure immobile par rapport aux points chauds, qui peuvent ainsi la percer au même endroit pendant de très longues périodes de temps pour donner naissance à des édifices volcaniques résultant de l'accumulation de laves pendant parfois plusieurs milliards d'années, alors que, sur Terre, le déplacement des plaques lithosphériques au-dessus de ces points chauds conduit à la formation d'un chapelet de parfois plusieurs dizaines de volcans, chacun ne demeurant actif que pendant quelques millions d'années, ce qui est bien trop bref pour permettre la formation de structures aussi imposantes que sur Mars. L'archipel d'Hawaï est le meilleur exemple terrestre illustrant le déplacement d'une plaque tectonique au-dessus d'un point chaud, en l'occurrence de la plaque pacifique au-dessus du point chaud d'Hawaï ; de la même façon, l'archipel des Mascareignes résulte du déplacement de la plaque somalienne au-dessus du point chaud de la Réunion.

Les six volcans boucliers martiens se répartissent géographiquement en deux régions volcaniques voisines d'inégale importance :

• la région d'Elysium Planitia, à l'ouest d'Amazonis Planitia, où se trouvent Elysium Mons, qui semble être de nature différente (moins « rouge » et plus « gris ») des autres volcans, et trois autres volcans plus petits ;
• le renflement de Tharsis, immense soulèvement crustal de 5 500 km de diamètre au sud-est d'Amazonis, où se trouvent les cinq autres grands volcans boucliers martiens ainsi que d'innombrables volcans plus petits, dont cinq seulement ont reçu un nom.

Ces volcans plus petits sont souvent des volcans boucliers anonymes, comme ceux de Syria Planum^[113],[114], mais certains de taille intermédiaire rappellent davantage les stratovolcans, qui résultent de l'accumulation de dépôts de laves mêlées de cendres volcaniques. Ce sont les tholi (pluriel latin de tholus), édifices de taille plus modeste que les volcans boucliers, aux pentes plus accusées, surtout près du cratère, ainsi que les paterae, qui se réduisent parfois à leur caldeira. Tous ces types de volcans sont présents dans les régions du renflement de Tharsis et d'Elysium Planitia, la tendance générale étant cependant d'observer les volcans boucliers plutôt dans la région de Tharsis tandis que les volcans d'Elysium s'apparentent davantage à des stratovolcans.

Origine et chronologie du volcanisme martien

La discontinuité entre Phyllosien et Theiikien, qui coïnciderait plus ou moins avec les débuts de l'hypothétique « grand bombardement tardif » (LHB en anglais), matérialiserait l'époque d'activité volcanique maximum, qui se prolongerait au Theiikien et au Sidérikien — et donc à l'Hespérien et à l'Amazonien — en disparaissant progressivement au fur et à mesure que la planète aurait perdu l'essentiel de son activité interne. Une corrélation entre le volcanisme de l'Hespérien et les impacts cosmiques du Noachien n'est d'ailleurs pas à exclure. Ce volcanisme aurait atteint son maximum à la suite des impacts cosmiques massifs à la fin de l'éon précédent, et chacune des cinq régions volcaniques de la planète jouxte directement un bassin d'impact :

• le renflement de Tharsis, plus grande formation volcanique martienne, en bordure de l'hypothétique bassin boréal, plus grand bassin d'impact de la planète (et du Système solaire), le bouclier d'Alba Mons étant, de surcroît, situé exactement aux antipodes d'Hellas Planitia ;
• la région d'Elysium Mons, en bordure d'Utopia Planitia et voisine des antipodes d'Argyre Planitia ;
• Malea Planum, en bordure sud-ouest d'Hellas Planitia, et Hesperia Planum en bordure nord-est, cette dernière région étant également voisine des antipodes de Chryse Planitia ;
• Syrtis Major Planum, en bordure d'Isidis Planitia.

Séquences volcaniques martiennes selon W. Hartmann et G. Neukum.

La superficie et la masse de Mars étant respectivement 3,5 et 10 fois moindres que celles de la Terre, cette planète s'est refroidie plus rapidement que la nôtre et son activité interne s'est donc réduite également plus vite : alors que le volcanisme et, plus généralement, la tectonique (orogenèse, séismes, tectonique des plaques, etc.) sont encore très actifs sur Terre, ils ne semblent plus être notables sur Mars, où aucune tectonique des plaques, même passée, n'a jamais pu être mise en évidence.

Le volcanisme martien paraît également avoir cessé d'être actif, bien que l'âge, semble-t-il très récent, de certaines coulées de lave^[115] suggère, pour certains volcans, une activité actuellement certes très réduite, mais peut-être pas rigoureusement nulle^[3], d'autant que Mars, contrairement à la Lune, n'a pas fini de se refroidir, et que son intérieur, loin d'être entièrement figé, contient en réalité un noyau peut-être entièrement liquide^[84],[85]. D'une manière générale, l'analyse des données recueillies par Mars Express a conduit une équipe de planétologues de l'ESA dirigée par l'Allemand Gerhard Neukum à proposer une séquence en cinq épisodes volcaniques^[116] :

• 1 : épisode volcanique majeur de l'Hespérien il y a environ 3,5 milliards d'années ;
• 2 et 3 : regain de volcanisme il y a environ 1,5 milliard d'années, puis entre 800 et 400 millions d'années avant le présent ;
• 4 et 5 : épisodes volcaniques récents d'intensité rapidement décroissante il y a environ 200 et 100 millions d'années.

Ces datations reposent sur l'évaluation du taux de cratérisation des coulées de lave correspondantes, qui semble recoupée par les observations indirectes sur le moyen terme mais contredites par les observations directes à court terme déduites de la fréquence des impacts récents observés sur plus de dix ans par les sondes satellisées autour de Mars, la principale difficulté de ce type de datation étant d'évaluer les biais statistiques introduits par la différence notable d'ordres de grandeur entre les surfaces anciennes (âgées de plus 2 milliards d'années), qui représentent une fraction importante de la surface de Mars, et les surfaces les plus récentes (âgées de moins de 200 millions d'années), qui sont comparativement extrêmement réduites.

Par ailleurs, si la fréquence des impacts récents relevée par les sondes satellisées autour de Mars semble suggérer un taux de cratérisation plus élevé que celui habituellement retenu pour dater les formations martiennes (ce qui conduirait à devoir « rajeunir » toutes ces datations^[117]), il semblerait plutôt que, sur le long terme, ce taux de cratérisation ait au contraire été divisé par trois depuis 3 milliards d'années^[118], ce qui tendrait à « vieillir » les datations martiennes, et ce d'autant plus qu'elles sont relatives à des phénomènes récents.

Analyses in situ par les atterrisseurs

Dès les années 1970, les sondes Viking 1 et Viking 2 ont analysé le sol martien, révélant une nature qui pourrait correspondre à l'érosion de basaltes. Ces analyses ont montré une abondance élevée en silicium Si et en fer Fe, ainsi qu'en magnésium Mg, aluminium Al, soufre S, calcium Ca et titane Ti, avec des traces de strontium Sr, d'yttrium Y et peut-être de zirconium Zr. Le taux de soufre était près de deux fois supérieur, et celui de potassium cinq fois inférieur, à la moyenne de l'écorce terrestre^[120]. Le sol contenait également des composés de soufre et de chlore ressemblant aux dépôts d'évaporites, résultant sur Terre de l'évaporation de l'eau de mer. La concentration en soufre était plus élevée en surface qu'en profondeur. Les expériences destinées à déterminer la présence d'éventuels microorganismes dans le sol martien en mesurant la libération d'oxygène après adjonction de « nutriments » ont mesuré un dégagement de molécules O₂ significatif, ce qui, en l'absence d'autres traces biologiques par ailleurs relevées, a été attribué à la présence d'ions superoxyde O₂^−,[121]. Le spectromètre APXS de Mars Pathfinder a réalisé en automne 1997 un ensemble de mesures^[122] exprimées en pourcentage pondéral d'oxydes qui sont venues compléter ces résultats avec ceux d'une région différente de la surface de Mars.

La teinte rougeâtre de la planète provient avant tout de l'oxyde de fer(III) Fe₂O₃, omniprésent à sa surface. Cette hématite amorphe (l'hématite cristallisée, quant à elle, est de couleur grise) est très présente à la surface des roches ainsi que des grains de poussière transportés par les vents qui balayent continuellement la surface de la planète, mais ne semble pas pénétrer très profondément dans le sol, à en juger par les traces laissées depuis l'hiver 2004 par les roues des roots de Mars Exploration Rover^[123], qui montrent que la couleur rouille est celle des couches de poussières, plus épaisses et recouvertes de poussières sombres pour Opportunity, tandis que les roches elles-mêmes sont nettement plus sombres.

Par ailleurs, le sol de Mars analysé in situ par la sonde Phoenix en automne 2008 s'est révélé être alcalin (pH ≈ 7,7 ± 0,5) et contenir de nombreux sels, avec une abondance élevée de potassium K⁺, de chlorures Cl⁻, de perchlorates ClO₄⁻ et de magnésium Mg^2+,[124]. La présence de perchlorates, notamment, a été abondamment commentée, car a priori assez peu compatible avec la possibilité d'une vie martienne^[125]. Ces sels ont la particularité d'abaisser sensiblement la température de fusion de la glace d'eau et pourraient expliquer les « ravines » — gullies en anglais — régulièrement observées par les sondes en orbite autour de la planète, qui seraient ainsi les traces d'écoulements de saumures sur des terrains en pente.

D'une manière générale, les rochers martiens se sont révélés être principalement de nature basaltique tholéitique^[126].

Sol jonché de rochers volcaniques vu par Mars Pathfinder le 8 septembre 1999[130].		Autre vue du sol martien, par le robot Spirit le 13 avril 2006[131].		Gros plan sur le sol du cratère Eagle montrant des sphérules plus ou moins régulières sur fond de poussière fine[129]. Le plus gros grain a un diamètre de 3 mm, tandis que l'image elle-même couvre une surface de 3 cm de côté.

En 2018, le mini-laboratoire SAM à bord du rover Curiosity détecte des composés organiques (thiophéniques, aromatiques et aliphatiques) dans les sols du cratère Mojave et de Confidence Hills^[132].

Résultats recueillis par les orbiteurs

Nature des terrains martiens d'après le spectroscope TES de Mars Global Surveyor. L'hématite grise (cristallisée) apparaît en rouge^[133] ; cela a permis de sélectionner le site d'atterrissage du rover Opportunity dans Meridiani Planum.

Taux d'hématite grise dans le cratère Eagle vu par l'instrument Mini-TES du lander du rover Opportunity superposés à une vue panoramique du cratère^[129]. Les taches bleues au premier plan indiquent que les rebonds des airbags protecteurs sur le sol ont enlevé la poussière riche en hématite.

Des sondes américaines (notamment 2001 Mars Odyssey et Mars Reconnaissance Orbiter) et européenne (Mars Express) étudient globalement la planète depuis plusieurs années (respectivement 2002, 2006 et 2003), permettant d'élargir et d'affiner notre compréhension de sa nature et de son histoire. Si elles ont confirmé la prédominance des basaltes à la surface de la planète, ces sondes ont également recueilli quelques résultats inattendus.

Olivine et pyroxènes

Ainsi, la sonde Mars Express, de l'ESA, possède un instrument appelé OMEGA — « Observatoire pour la Minéralogie, l'Eau, les Glaces et l'Activité » — de réalisation essentiellement française, sous la responsabilité de Jean-Pierre Bibring, de l'IAS à Orsay, qui mesure le spectre infrarouge (dans les longueurs d'onde comprises entre 0,35 et 5,2 µm) de la lumière solaire réfléchie par la surface martienne dans le but d'y déceler le spectre d'absorption des différents minéraux qui la composent. Cette expérience a pu confirmer l'abondance des roches ignées sur la surface de Mars, notamment des olivines et des pyroxènes, ces derniers ayant un taux de calcium plus bas dans les hautes terres cratérisées de l'hémisphère sud que dans le reste de la planète, où on le rencontre avec de l'olivine ; ainsi, les matériaux les plus anciens de l'écorce martienne se seraient formés à partir d'un manteau appauvri en aluminium et en calcium^[134].

Olivines et pyroxènes sont les constituants principaux des péridotites, des roches plutoniques bien connues sur Terre pour être le principal constituant du manteau.

Phyllosilicates, altération aqueuse de roches ignées

Une découverte déterminante dans la compréhension de l'histoire de Mars a été l'identification par OMEGA de phyllosilicates largement répandus dans les régions les plus anciennes de la planète^[135], révélant l'interaction prolongée des roches ignées avec l'eau liquide. L'instrument CRISM — Compact Reconnaissance Imaging Spectrometer for Mars — de la sonde Mars Reconnaissance Orbiter a permis de préciser la nature de ces minéraux^[136].

Chlorures et sulfates hydratés, marqueurs d'un passé humide

OMEGA a également permis de détecter, en de nombreux endroits de la planète, des sulfates hydratés, tels que, par exemple, de la kiesérite MgSO₄•H₂O dans la région de Meridiani Planum^[137], voire, dans la région de Valles Marineris^[138], des sulfates encore davantage hydratés dont il n'a pas été possible d'identifier la nature minéralogique^[139], ainsi que des dépôts de gypse CaSO₄•2H₂O sur de la kiesérite au fond d'un lac asséché, indiquant un changement de nature saline de ce plan d'eau au cours de son assèchement, passant du sulfate de magnésium au sulfate de calcium^[140].

De vastes étendues de sulfate de calcium hydraté, vraisemblablement du gypse, ont également été détectées en bordure de la calotte polaire boréale^[141]. La présence de ces minéraux hydratés est une indication forte de la présence passée d'étendues d'eau liquide à la surface de Mars, une eau contenant notamment des sulfates de magnésium et de calcium dissous.

La sonde 2001 Mars Odyssey a détecté également la présence de chlorures dans les hautes terres de l'hémisphère sud^[142], résultant de l'évaporation de plans d'eau salée ne dépassant pas 25 km² en divers endroits de ces terrains anciens remontant au Noachien voire, pour certains, au début de l'Hespérien.

Méthane et hydrothermalisme dans la région de Nili Fossae

L'un des résultats les plus étonnants de Mars Reconnaissance Orbiter provient de l'étude détaillée en 2008 de la région de Nili Fossae, identifiée début 2009 comme source d'importants dégagements de méthane^[143]. Le méthane a été détecté dès 2003 dans l'atmosphère de Mars, aussi bien par des sondes telles que Mars Express que depuis la Terre ; ces émissions de CH₄ se concentreraient notamment en trois zones particulières de la région de Syrtis Major Planum^[144]. Or le méthane est instable dans l'atmosphère martienne, des études récentes suggérant même qu'il soit six cents fois moins stable qu'estimé initialement (on évaluait sa durée de vie moyenne à 300 ans) car le taux de méthane n'a pas le temps de s'uniformiser dans l'atmosphère et demeure concentré autour de ses zones d'émission, ce qui correspondrait à une durée de vie de quelques centaines de jours ; la source de méthane correspondante serait par ailleurs 600 fois plus puissante qu'estimé initialement, émettant ce gaz une soixantaine de jours par année martienne, à la fin de l'été de l'hémisphère nord^[145].

Visualisation d'un dégagement de méthane dans l'atmosphère de Mars début 2009, pendant l'été de l'hémisphère nord martien^[146].

Les analyses géologiques menées en 2008 par la sonde Mars Reconnaissance Orbiter dans la région de Nili Fossae ont révélé la présence d'argiles ferromagnésiennes (smectites), d'olivine (silicate ferromagnésien (Mg,Fe)₂SiO₄, détectée dès 2003^[147]) et de magnésite (carbonate de magnésium MgCO₃)^[148], révélant la présence d'argiles riches en fer, en magnésium, en olivine et en carbonate de magnésium ainsi qu'en serpentine^[149]. La présence simultanée de ces minéraux permet d'expliquer assez simplement la formation de méthane, car, sur Terre, du méthane CH₄ se forme en présence de carbonates — tels que le MgCO₃ détecté en 2008 — et d'eau liquide lors du métamorphisme hydrothermal d'oxyde de fer(III) Fe₂O₃ ou d'olivine (Mg,Fe)₂SiO₄ en serpentine (Mg,Fe)₃Si₂O₅(OH)₄, particulièrement lorsque le taux de magnésium dans l'olivine n'est pas trop élevé et lorsque la pression partielle de dioxyde de carbone CO₂ est insuffisante pour conduire à la formation de talc Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂ mais aboutit au contraire à la formation de serpentine et de magnétite Fe₃O₄, comme dans la réaction :

24 Mg_1,5Fe_0,5SiO₄ + 26 H₂O + CO₂ → 12 Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + 4 Fe₃O₄ + CH₄.

La probabilité de ce type de réactions dans la région de Nili Fossae est renforcée par la nature volcanique de Syrtis Major Planum et par l'étroite corrélation, observée dès 2004, entre le taux d'humidité d'une région et la concentration de méthane dans l'atmosphère^[150].

Olivine et jarosite, ne subsistant qu'en climat aride

L'olivine, découverte dans la région de Nili Fossae^[147] ainsi qu'en d'autres régions martiennes^[134] par le Thermal Emission Spectrometer (TES) de Mars Global Surveyor, est un minéral instable en milieu aqueux, donnant facilement d'autres minéraux tels que de l'iddingsite, de la goethite, de la serpentine, des chlorites, des smectites, de la maghémite et de l'hématite ; la présence d'olivine sur Mars indique donc des surfaces qui n'ont pas été exposées à l'eau liquide depuis la formation de ces minéraux^[151], laquelle remonte à plusieurs milliards d'années, jusqu'au Noachien pour les terrains les plus anciens. Il s'agit donc d'une indication forte de l'aridité extrême du climat martien au cours de l'Amazonien, aridité qui avait, semble-t-il, déjà commencé, au moins localement, à la fin de l'Hespérien.

Par ailleurs, la découverte, par le rover martien Opportunity sur Meridiani Planum en 2004, de jarosite, un sulfate ferrique hydraté de sodium (sur Terre, le sodium y est remplacé par le potassium) de formule NaFe^(III)₃(OH)₆(SO₄)₂^[152], a permis de préciser encore davantage l'enchainement des épisodes climatiques sur Mars^[153]. Ce minéral se forme en effet, sur Terre, par l'altération de roches volcaniques en milieu aqueux oxydant acide, de sorte que sa détection sur Mars implique l'existence d'une période de climat humide permettant l'existence d'eau liquide acide. Mais ce minéral est également assez rapidement dégradé par l'humidité, pour former des oxyhydroxydes ferriques tels que la goethite α-FeO(OH), qui a par ailleurs été retrouvée en d'autres endroits de la planète (notamment par le rover Spirit dans le cratère Gusev). Par conséquent, la formation de la jarosite en climat humide a dû être rapidement suivie jusqu'à nos jours d'un climat aride afin de préserver ce minéral, nouvelle indication que l'eau liquide avait cessé d'exister à l'Amazonien mais avait été présente aux époques antérieures de l'histoire de Mars.

Développements récents

Le 28 septembre 2015, la Nasa annonce y avoir détecté des écoulements de « saumures de différentes compositions, faites de chlorate et perchlorate de magnésium et de perchlorate de sodium, mêlés à un peu d’eau. »^[154]. D'après les analyses, il y aurait de l'eau liquide ou glacée dans le sous-sol martien.

En 2021, la NASA annonce la découverte de traces d'acide benzoïque sur la planète^[155].

Environnement martien au Noachien

Pendant l'époque géologique appelée Noachien qui prit fin il y a environ 3,7 à 3,5 milliards d'années, Mars semble avoir offert des conditions très différentes de celles d'aujourd'hui et assez similaires à celles de la Terre à cette époque, avec un champ magnétique global protégeant une atmosphère épaisse et peut-être tempérée permettant l'existence d'une hydrosphère centrée autour d'un océan boréal occupant l'actuelle étendue de Vastitas Borealis.

L'existence passée d'un champ magnétique global autour de Mars a été découverte à travers l'observation, réalisée dès 1998 par Mars Global Surveyor, d'un paléomagnétisme au-dessus des terrains les plus anciens de l'hémisphère sud, notamment dans la région de Terra Cimmeria et Terra Sirenum^[96]. La magnétosphère produite par ce champ magnétique global devait agir, comme la magnétosphère terrestre de nos jours, en protégeant l'atmosphère de Mars de l'érosion par le vent solaire, qui tend à éjecter dans l'espace les atomes de la haute atmosphère en leur transférant l'énergie nécessaire pour atteindre la vitesse de libération.

Un effet de serre aurait été à l'œuvre pour tempérer l'atmosphère martienne, qui sinon aurait été plus froide qu'aujourd'hui en raison du plus faible rayonnement émis par le Soleil, alors encore jeune et en voie de stabilisation. Les simulations montrent qu'une pression partielle de 150 kPa de CO₂ aurait permis d'avoir une température moyenne au sol égale à celle d'aujourd'hui, soit 210 K (un peu moins de −60 °C). Un renforcement de cet effet de serre au-delà de cette température aurait pu provenir de plusieurs facteurs complémentaires :

• la condensation du CO₂ en nuages réfléchissants dans le domaine de l'infrarouge aurait contribué à renvoyer au sol le rayonnement thermique qu'il émet, de façon encore plus efficace que ne le font les nuages terrestres, constitués d'eau,
• la présence en haute altitude de SO₂ très absorbant dans le domaine de l'ultraviolet aurait contribué à réchauffer la haute atmosphère, comme le fait la couche d'ozone sur Terre par un mécanisme similaire,
• le rôle de l'eau et du méthane (le CH₄ engendre un effet de serre vingt fois plus puissant que celui du CO₂) n'est peut-être pas non plus à négliger.

Indices d'une hydrosphère martienne au Noachien

Évolution proposée de l'hydrosphère martienne.

Nous savons que l'eau liquide était alors abondante sur Mars car l'étude minéralogique de la surface de la planète a révélé la présence significative de phyllosilicates dans les terrains remontant à cette époque^{[159],[160],[161]}. Or les phyllosilicates sont de bons indicateurs de l'altération de roches ignées en milieu humide. L'abondance de ces minéraux dans les sols antérieurs à environ 4,2 milliards d'années a conduit l'équipe de planétologues de l'ESA responsable de l'instrument OMEGA et dirigée par Jean-Pierre Bibring à proposer la dénomination de Phyllosien pour l'éon stratigraphique correspondant : c'est l'époque semble-t-il la plus humide qu'ait connu la planète Mars.

Des études plus fines réalisées in situ par les deux Mars Exploration Rovers, Spirit et Opportunity, respectivement dans le cratère Gusev, au sud d'Apollinaris Patera, et sur Meridiani Planum, suggèrent même l'existence passée d'une hydrosphère suffisamment importante pour avoir pu homogénéiser le taux de phosphore des minéraux analysés sur ces deux sites situés de part et d'autre de la planète^[162]. Une approche différente, fondée sur la cartographie de l'abondance du thorium, du potassium et du chlore à la surface de Mars par le spectromètre gamma (GRS) de la sonde Mars Odyssey^[163], aboutit au même résultat.

Par ailleurs, l'étude détaillée des traces laissées dans le paysage martien par de supposés cours d'eau et étendues liquides a conduit à proposer l'existence d'un véritable océan couvrant près du tiers de la surface de la planète au niveau de l'actuel Vastitas Borealis. Dans un article de 1991 devenu classique^[164], Baker et al. allaient jusqu'à identifier certaines structures aux traces d'un ancien rivage. Les lignes côtières ainsi identifiées se trouvaient de surcroît correspondre aux courbes d'altitude constante corrigées des déformations ultérieures déduites du volcanisme et d'estimations quant au changement d'axe de rotation de la planète^[165]. Ces projections, parfois assez hardies, n'ont cependant pas convaincu tout le monde, et d'autres théories ont également été proposées pour rendre compte de ces observations, notamment en se fondant sur la possible origine volcanique des structures ainsi interprétées^[166].

L'idée d'un océan boréal au cœur d'une hydrosphère étendue demeure néanmoins toujours aussi séduisante, et de nombreuses équipes travaillent à analyser, avec des outils toujours plus performants, les données topographiques continuellement enrichies des informations recueillies par les sondes actuellement en fonctionnement autour de Mars, dans l'espoir d'établir la distribution géographique de l'hydrosphère martienne au Noachien^[167].

Dans le même ordre d'idées, l'existence du lac Eridania au cœur des hautes terres de Terra Cimmeria a été suggérée pour expliquer notamment la genèse de Ma'adim Vallis à partir de l'observation de certaines formations topographiques interprétées comme d'anciens rivages fossilisés^[168],[169].

Éventualité d'une abiogenèse au Noachien

Les conditions martiennes du Noachien auraient peut-être pu permettre l'émergence de formes de vie sur Mars comme cela s'est passé sur Terre : outre la présence d'eau liquide et l'effet de serre qui aurait pu maintenir une température suffisamment élevée, l'abondance des argiles permet d'envisager des scénarios d'apparition de la vie élaborés dans le cadre de certaines des (nombreuses) théories d'abiogenèse^{[alpha 2]}, tandis que d'autres théories (par exemple celle conçue à la fin du XX^e siècle par Günter Wächtershäuser^{[171],[172],[173],[174]}) envisagent l'abiogenèse terrestre dans des sources hydrothermales riches en sulfure de fer(II) FeS, un environnement également susceptible d'avoir existé sur Mars au Noachien. Ces conditions seraient cependant rapidement devenues nettement moins favorables à l'éon suivant, l'Hespérien, qui aurait débuté au plus tard il y a 3,5 milliards d'années : dominé par la chimie du soufre, il s'est certainement traduit par un abaissement significatif du pH de l'eau martienne sous l'effet de pluies d'acide sulfurique H₂SO₄, qui auraient eu accessoirement pour conséquence de permettre l'existence d'eau liquide à des températures sensiblement inférieures à 0 °C.

Or les plus anciennes traces de « vie » détectées sur notre planète ne remontent pas au-delà de 3,85 milliards d'années pour la plus reculée de toutes les dates publiées^[175] (autour de la limite conventionnelle entre l'Hadéen et l'Archéen), soit 700 millions d'années après la formation de la Terre, c'est-à-dire presque autant que la durée totale du premier éon martien dans l'hypothèse la plus favorable, comme le rappelle la chronologie ci-dessous des éons terrestres comparée à l'échelle de Hartmann standard et à l'échelle de Hartmann & Neukum :

Dans ces conditions, si un processus d'abiogenèse avait pu aboutir sur Mars au Noachien, il aurait conduit à des formes de vie qui auraient eu très peu de temps pour évoluer avant les bouleversements de l'Hespérien, à une époque — autour de 4 à 3,8 milliards d'années avant le présent — marquée par les impacts d'astéroïdes du grand bombardement tardif.

À titre de comparaison, la photosynthèse ne serait pas apparue sur Terre avant 3 milliards d'années^[176], voire seulement 2,8 milliards d'années^[177],[178], tandis que les plus anciennes cellules eucaryotes ne remonteraient pas au-delà de 2,1 milliards d'années^[179], et la reproduction sexuée ne daterait pas de plus de 1,2 milliard d'années^[180].

Missions en échec

• Sondes russes :
  • Mars 96
  • Phobos-Grunt était une mission portée par la Russie dont le lancement a eu lieu le 8 novembre 2011 mais sans pouvoir placer la sonde sur son orbite de transit vers Mars, de sorte que l'engin s'est écrasé sur Terre le 15 janvier 2012 dans le Pacifique sud^[234]. L'objectif était de rapporter des échantillons du sol de Phobos.
• Yinghuo 1 était une mission chinoise consistant en un petit module devant être placé en orbite martienne par le vaisseau russe Phobos-Grunt pour y étudier l'environnement immédiat de la planète rouge ; l'échec de la mission Phobos-Grunt entraîna celle de Yinghuo 1.
• La sonde européenne Beagle 2 (2 juin 2003 - 25 décembre 2003). L'atterrissage semble s'être déroulé convenablement mais le contact avec la sonde a été perdu. En janvier 2015, elle a été retrouvée sur des photos de la surface de Mars prises par l'orbiteur Mars Reconnaissance Orbiter.
• La sonde japonaise Nozomi (のぞみ) (3 juillet 1998 - 9 décembre 2003) demeurée depuis lors en orbite héliocentrique.
• La sonde européenne Schiaparelli (14 mars 2016 - 19 octobre 2016) perdue à cause d'une éjection prématurée du parachute lors de la descente atmosphérique, ayant donc débouché sur un crash.

Missions accomplies

Sondes américaines (simples survols) : Mariner 4 (28 novembre 1964 - survol le 14 juillet 1965 - mission terminée le 21 décembre 1967) Mariner 6 (24 février 1969 - survol le 31 juillet 1969) Mariner 7 (27 mars 1969 - survol le 5 août 1969) Satellites américains : Mariner 9 (30 mai 1971 - 13 novembre 1971 - 27 octobre 1972) Mars Global Surveyor (7 novembre 1996 - 11 septembre 1997 - 5 novembre 2006)

Mariner 4. Orbiteurs soviétiques : Mars 5 (25 juillet 1973 - 12 février 1974 - 5 mars 1974) Atterrisseurs soviétiques : Mars 2 (19 mai 1971 - 27 novembre 1971 - 22 août 1972) Mars 3 (28 mai 1971 - 2 décembre 1971 - 22 août 1972). Mars 6 (5 août 1973 - 12 mars 1974 - 12 mars 1974) données transmises uniquement pendant la descente.

• Programme Viking, avec atterrisseur et orbiteur :
  • Viking 1 (20 août 1975 - 11 novembre 1982)
  • Viking 2 (9 septembre 1975 - 11 avril 1980)
• atterrisseur et rover Mars Pathfinder (4 décembre 1996 - 4 juillet 1997 - 27 septembre 1997)
• atterrisseur Phoenix (4 août 2007 - 26 mai 2008 - 10 novembre 2008)
• Mars Exploration Rover :
  • Spirit (10 juin 2003 - 3 janvier 2004 - 22 mars 2010, date du dernier contact avec ce rover à présent enlisé.)
  • Opportunity (8 juillet 2003 - 24 janvier 2004 - 13 février 2019, date du dernier contact)

Missions orbitales en cours

Opportunity dans le cratère Endurance (vue simulée).

• 2001 Mars Odyssey (7 avril 2001 - 24 octobre 2001 - Fin prévue ?)
• Mars Express (2 juin 2003 - 26 décembre 2003 - prolongée à de nombreuses reprises, arrêt prévue fin 2022^[235])
• Mars Reconnaissance Orbiter (12 août 2005 - 10 mars 2006 - Fin prévue ?)
• Mars Orbiter Mission (5 novembre 2013 - 24 septembre 2014 - octobre 2016 est la fin prévue de la mission mais le satellite est toujours en activité en 2022.)^[236]
• MAVEN (18 novembre 2013 - 22 septembre 2014 - fin prévue ?)
• Trace Gas Orbiter (14 mars 2016 - 19 octobre 2016 - fin prévue en 2022)
• La mission martienne des Émirats (appelée aussi Hop)) est une sonde de l'agence spatiale émiratie qui décolle le 19 juillet 2020. Hope consiste en un orbiteur équipé de trois instruments scientifiques destinés à l'étude de l'atmosphère de Mars. C'est la première sonde spatiale des EAU et la première sonde spatiale du monde arabe. Elle s'est placée en orbite autour de Mars le 9 février 2021^[237].

Missions au sol en cours

• Mars Science Laboratory est une mission développée par la NASA et lancée le 26 novembre 2011. Elle est équipée d'un rover nommé Curiosity nettement plus performant que Spirit et Opportunity en vue de rechercher des traces de vie passée à travers diverses analyses géologiques. Curiosity s'est posé dans la zone d'atterrissage Bradbury dans le cratère Gale, le 6 août 2012.
• InSight, embarque des instruments scientifiques européens (sismomètre, capteur de flux de chaleur et station météorologique). atterrissage réussi le 26 novembre 2018^[238] à une latitude de 4,5°N et à la longitude de 135,9°E. La fin de mission est prévue pour 2020.
• Mars 2020 est une mission de la NASA qui a décollé le 30 juillet 2020 avec à son bord l'astromobile (rover) Perseverance (sa construction est largement basée sur Curiosity, tout en comportant des instruments plus perfectionnés), ainsi qu'un mini hélicoptère (de type drone), le Mars Helicopter Scout Ingenuity. L'astromobile a atterri le 18 février 2021 dans le cratère Jezero^[239].

Mission en orbite en attente d'atterrissage

• Tianwen-1 est une sonde de l'agence spatiale chinoise (CNSA) qui décolle le 23 juillet 2020. Elle comprend un orbiteur et un atterrisseur qui doit déposer une astromobile (rover) à la surface de la planète. Il s'agit de la première mission martienne menée de façon indépendante par la Chine. Elle s'est placée en orbite autour de Mars le 10 février 2021, tandis que l'atterrisseur et le rover doivent se poser à sa surface en mai ou juin 2021^[240].

Programmes en projet

• Le programme Aurora de l’Agence spatiale européenne (ESA) comprend plusieurs volets dont notamment la mission ExoMars en collaboration avec l'agence spatiale russe Roscosmos et le projet Mars Sample Return en collaboration avec la NASA.

Programmes annulés

• Le programme Constellation de la NASA proposait de renvoyer des hommes sur la lune d'ici 2020 pour préparer de futures missions habitées vers Mars. Jugé trop coûteux pour des options technologiques dépassées, ce programme initié par l'administration Bush, qui accusait déjà d'importants retards, a été abandonné le 1^er février 2010 par l'administration Obama^[241].

Chronologie

Satellites artificiels autour de Mars

Les différentes missions martiennes ont mis en place des satellites artificiels autour de la planète. Ils servent de relais pour les télécommunications avec les modules posés au sol, et réalisent des mesures globales sur l'environnement et la surface de Mars.

Dix satellites artificiels orbitent actuellement autour de Mars, dont huit sont encore en fonctionnement, soit davantage d'engins que pour tout autre objet du Système solaire hormis la Terre.

Satellites artificiels en orbite martienne en février 2021

Mission	Lancement	Mise en orbite	Statut
Mariner 9	30 mai 1971	14 novembre 1971	Mission terminée le 27 octobre 1972 Orbite stable estimée à 50 ans, après quoi le satellite entrera dans l'atmosphère martienne[242]
Mars Global Surveyor	7 novembre 1996	11 septembre 1997	Contact perdu le 2 novembre 2006[243]
2001 Mars Odyssey	7 avril 2001	24 octobre 2001	En opération
Mars Express	2 juin 2003	25 décembre 2003	En opération
Mars Reconnaissance Orbiter	12 août 2005	10 mars 2006	En opération
Mars Orbiter Mission	5 novembre 2013	24 septembre 2014	En opération
MAVEN	12 novembre 2013	21 septembre 2014	En opération
Trace Gas Orbiter	14 mars 2016	19 octobre 2016	En opération
EMM (Mars Hope)	19 juillet 2020	9 février 2021	En opération
Tianwen-1 (orbiteur)	23 juillet 2020	10 février 2021	En opération

Littérature

• Herbert George Wells, La Guerre des mondes [« The War of the Worlds »] (1^re éd. 1898). — texte de La Guerre des mondes sur Wikisource ;
• Le Cycle de Mars, d'Edgar Rice Burroughs, à partir de février 1912 ;
• Ray Bradbury, Chroniques martiennes [« The Martian Chronicles »] (1^re éd. 1950) ;
• Leigh Brackett, Le Livre de Mars (entre 1953 et 1967) ;
• Kim Stanley Robinson :
  • La Trilogie de Mars
    • Mars la rouge [« Red Mars »] (1^re éd. 1992) ;
    • Mars la verte [« Green Mars »] (1^re éd. 1993) ;
    • Mars la bleue [« Blue Mars »] (1^re éd. 1996) ;
  • Les Martiens [« The Martians »] (1^re éd. 1999) — recueil de nouvelles ;
• Stephen Baxter, Voyage (1^re éd. 1996) ;
• Gustave Le Rouge, Le Prisonnier de la planète Mars (1908) ; La Guerre des vampires (1909)
• Dan Simmons, Ilium (1^re éd. 2003) ;
• Dan Simmons, Olympos (1^re éd. 2005) ;
• Andy Weir, Seul sur Mars [« The Martian »] (1^re éd. 2011) ;
• Lady Astronaute, recueil de nouvelles de Mary Robinette Kowal paru en 2020.

Bandes dessinées francophones

• Patrick Cothias (scénario) et Antonio Parras (dessin), Le Lièvre de Mars, Glénat ;
• Richard Marazano (scénario) et Jean-Michel Ponzio (dessin), Le Complexe du Chimpanzé, Dargaud.

Jeux de société

• Mission : Red Planet de Bruno Cathala et Bruno Faidutti (Asmodée, 2005)
• Terraforming Mars de Jacob Fryxelius (FryxGames, 2016)
• First Martians : Adventures on the Red Planet d'Ignacy Trzewiczek (Portal Games, 2017)
• On Mars de Vital Lacerda (Eagle-Gryphon Games, 2019)