Molécules organiques potentiellement apportées ou produites à la surface de Mars

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La matière organique à travers l’histoire de Mars : aperçu des sources, des puits et des réservoirs de matière carbonée (de -4,55 Ga à aujourd’hui)

L’histoire de Mars via sa géologie et sa minéralogie

Le Pré-Noachien (de -4,55 à -4,1 Ga).

La période du Pré-Noachien va de la formation de la planète jusqu’au début du Noachien il y a 4,1 milliards d’années. Cette période, que nous avons largement décrite au chapitre 1 (§ 1.3.2), est marquée par l’accrétion puis la différentiation du globe martien et la formation de la croûte, ces étapes s’étant produites en quelques dizaines de millions d’années (Brasser, 2013; Carr et Head III, 2010; Dauphas et Pourmand, 2011). Le scénario du Grand Tack (cf. § 1.3.2.1) suggère que rapidement après sa formation (à partir de planétésimaux lointains situés à 2-3 U.A.), Mars était deux fois plus riche en composés volatiles que la Terre primitive (Brasser, 2013). La surface de Mars connaît à cette époque des impacts massifs, dont le plus important serait à l’origine de la dichotomie nord-sud (cf. Figure 1-5) (Nimmo et al., 2008). Mars possédait alors un champ magnétique comme l’atteste l’aimantation rémanente de la croûte de l’hémisphère sud (Connerneyt al., 1999), une activité volcanique avec le début du soulèvement du dôme de Tharsis (cf.Figure 1-5) et peut-être une tectonique des plaques (Breuer et Spohn, 2003).
Enfin, cette période est marquée par l’existence d’une atmosphère dense issue du dégazage du magma de la planète en formation puis de la croissance d’une atmosphère secondaire grâce au volcanisme (Lammer et al., 2013; Phillips et al., 2001). Durant les quelques premières dizaines de millions d’années de son existence, cette atmosphère a pu être riche en dihydrogène Hprovenant de la nébuleuse protosolaire, et en gaz à effets de serre issus du magma (H2O, CO2, CH4, NH3), permettant un climat chaud et humide (Wordsworth, 2012) avant l’échappement de l’hydrogène. Puis lors des 500 premiers millions d’années après la formation de Mars, l’atmosphère majoritairement composée de CO2/H2O n’a probablement été que transitoire en raison de l’association des rayons ultraviolets extrêmes (EUV) émis par le jeune Soleil et des impacts massifs. Selon Lammer et al. (2013), il a fallu attendre -4,3 à -4,0 Ga pour que les dégagements gazeux, liés à l’activité volcanique ou à l’apport de volatiles durant le Bombardement Tardif, surpassent l’échappement dû au flux EUV diminuant du Soleil. De larges incertitudes persistent encore aujourd’hui sur la densité de cette atmosphère primitive. Alors que les premiers travaux effectués sur cette question privilégiaient une atmosphère de plusieurs bars de CO2, de récentes études indiquent qu’il serait plus probable que la densité de centaines de millibars) aurait pu être stable au début du Noachien.
La présence d’eau liquide, en surface ou en sous-surface, lors du Pré-Noachien ne peut être exclue car, même si l’atmosphère n’était que transitoire, les impacts massifs ont pu augmenter localement la température de la surface, permettant une activité hydrothermale (Abramov et Kring, 2005). D’autre part, ces impacts, en vaporisant de grandes quantités d’eau dans l’atmosphère, ont pu contribuer à l’existence de pluies pendant plusieurs dizaines ou milliers d’années (Seguraet al., 2002). Les conditions étaient peut-être réunies au Pré-Noachien pour l’émergence de la vie et son développement, principalement en sous-sol du fait des impacts dévastateurs fréquents (Sleep et Zahnle, 1998).
Enfin, notons qu’il semble difficile de trouver des traces bien conservées datant du Pré-Noachien, c’est à dire avant -4,1 milliards d’années, car les terrains datant de cette époque ont été fortement remaniés par le grand bombardement tardif et l’activité régnant lors du Noachien (Carr et Head III, 2010). Toutefois, des études récentes estiment que certaines des argiles détectées dans les terrains très cratérisés du Noachien, pourraient avoir été formées dès le Pré-Noachien. Il s’agirait d’argiles formées en profondeur (5 à 10 km) et excavées puis exposées à la surface par les impacts et/ou la forte érosion du Noachien (Figure 2-2) (Ehlmann et al., 2011; Fassett et Head, 2011).

Noachien (de -4,1 à -3,7 Ga)

Les plus anciens terrains de la surface de Mars, datés d’avant 3,7 milliards d’années et situés principalement dans l’hémisphère sud (cf. Figure 1-6b), correspondent à la période du Noachien. Contrairement au Pré-Noachien, les enregistrements géologiques existant permettent d’évaluer la nature des environnements à la surface de Mars durant le Noachien. Le Noachien est donc une période que nous avons déjà évoquée au chapitre 1 (§ 1.3.2). En bref, elle a été principalement marquée par un nombre élevé d’impacts météoritiques, une activité volcanique intense (Carr et Head III, 2010), et l’existence d’eau liquide en surface et en sous-surface, comme l’atteste la formation de nombreuses vallées ramifiées, de deltas sédimentaires (Figure 2-2), de lacs, et de phyllosilicates (Figure 2-)2 (Ehlmann et al., 2013) témoignant d’une eau liquide stable en surface (Pouletet al., 2005) et/ou d’environnements hydrothermaux (Ehlmann et al., 2011). La présence d’un océan boréal est possible mais celui-ci, s’il a existé, est enfoui sous plusieurs kilomètres de lave (Head et al., 2002) (cf. Figure 2-3).
Une grande incertitude persiste sur la composition de l’atmosphère martienne au Noachien ayant permis des épisodes d’écoulement d’eau liquide à la surface (Mischnaet al., 2013; Wordsworth et al., 2013) (cf. § 1.3.2.3). Etait-elle majoritairement composée de CO2 ? Contenait-elle des quantités significatives de gaz à effet de serre émis par l’activité volcanique tels que CH4, SO2 ou H2S ? Si l’atmosphère contenait plusieurs centaines de millibars de CO , comme les modèles actuels l’envisagent, une large fraction de ce CO a dû se dissoudre et précipiter sous forme de carbonates dont la trace devrait être retrouvée aujourd’hui à la surface de Mars (Lammer et al., 2013). Or, les détections de carbonate confirmées jusqu’à aujourd’hui sont rares (Niles et al., 2013) et suggèrent plutôt une formation hydrothermale en sous-sol, en présence de faibles quantités d’eau. La stabilité de l’eau liquide en surface pendant le Noachien pourrait alors s’expliquer par l’action d’autres gaz à effet de serre ou par des épisodes seulement transitoires comme des pluies post-impacts déjà évoquées plus haut (Seguraet al., 2002) ou des éruptions volcaniques (Johnson et al., 2009). Mais même ces scénarios « transitoires » sont largement discutés. Ainsi par exemple selon Fassett et Head Iii (2008) les cratères nécessaires à la formation des vallées sont nettement plus vieux que les vallées qu’ils seraient sensés avoir générés, et d’après Tian et al. (2010) la libération de SO dans l’atmosphère entraînerait la formation rapide d’aérosols provoquant un anti-effet de serre.
Si les conditions ayant permis l’altération des roches en surface et leur durée sont encore incertaines, le contexte de plusieurs détections de phyllosilicates (Ehlmannet al., 2011) et de carbonates (Niles et al., 2013) atteste d’un environnement sous-terrain riche en activités hydrothermales.

L’Hespérien (de -3,7 à -3,0 Ga)

La période de l’Hespérien est caractérisée par la poursuite de l’activité volcanique avec des épanchements de lave étendus, ainsi que la formation de failles et de canyons, conséquences des contraintes exercées sur la croûte par l’activité volcanique. On estime qu’environ 30% de la surface de Mars a été renouvelée par le volcanisme à cette époque (Carr et Head III, 2010). Dans le même temps, les écoulements d’eau conduisant à la formation des vallées se sont faits plus rares, et l’altération des roches en phyllosilicates a cessé. Les conditions climatiques en surface ont donc significativement changé lors de l’Hespérien, la planète serait globalement devenue plus froide et/ou l’atmosphère plus ténue.
En revanche, les terrains datant de l’Hespérien portent la marque d’écoulements catastrophiques qui ont formé des vallées longues de 100 à 1000 kilomètres, exceptionnellement larges (jusqu’à 10 km) et profondes (jusqu’à 1 km), appelées vallées de débâcle (Figure 2-3a). Selon le scénario le plus largement accepté, ces vallées auraient été formées par des inondations massives provoquées par la libération soudaine de grands volumes d’eau liquide initialement confinée sous un sol gelé, dans des nappes d’eau souterraines (Lasue et al. (2013) et références incluses). D’autres scénarios ont été avancés comme la fonte d’eau gelée chauffée par des remontées magmatiques (Head et Wilson, 2007), ou encore la formation de ces vallées non pas par de l’eau liquide mais par des laves très fluides (Leverington, 2011). La plupart de ces vallées débouchent sur les plaines de l’hémisphère nord (Figure 2-3a) et si l’eau liquide est bien la responsable des vallées de débâcles, il a pu se former un océan boréal sur Mars il y a environ 3 milliards d’années (Figure 2-3b). Plusieurs indices supportent la présence de cet océan. Ils sont de nature géomorphologiques, avec par exemple la présence de lignes de rivages (Perronet al., 2007), et géophysiques via les données obtenues par le radar MARSIS qui indiquent que le sous-sol actuel est constitué de dépôts sédimentaires de faible densité et/ou de grandes quantités de glace d’eau (Figure 2-3b) (Mouginotet al., 2012).
NASA/JPL/MOLA). Cette vallée, comme plusieurs autres vallées de débâcle, débouche sur les basses plaines de l’hémisphère nord (cf. Figure 1-5). (b) Carte de la constante diélectrique de l’hémisphère nord sur laquelle ont été rapportées les possibles lignes de rivage d’un éventuel océan boréal (Mouginot et al., 2012).
Cependant, il existe encore de nombreuses zones d’ombre sur la durée de ces évènements impliquant l’eau liquide à l’Hespérien et les conditions atmosphériques qui ont permis leur occurrence. En effet, les terrains Hespériens montrent une forte baisse de l’érosion par rapport au Noachien, et une altération des roches par l’eau très limitée, comme en témoigne leur abondance en olivine, un minéral facilement altérable en conditions humides (Koeppen et Hamilton, 2008; Stopar et al., 2006).
Des traces locales de la présence d’eau en surface existent à l’Hespérien sous la forme de dépôts de sulfates. Dès la fin du Noachien, l’altération des roches volcaniques par l’eau liquide n’aurait donc plus donné des phyllosilicates mais des sulfates (Bibringet al., 2006). Ce changement de mode d’altération proviendrait de la dissolution dans d’eau de dioxyde de soufre (SO2) émis par l’activité volcanique, ce qui a rendu l’eau plus acide.
Des dépôts de sulfates ont également pu se former par évaporation directe de cette eau acide et soufrée. Si la cause du changement de teneur en soufre des éruptions entre le Noachien et l’Hespérien est encore largement inconnue (Gaillardet al., 2013), de même que le degré d’oxydation du soufre (HS ou SO ?), il est clair que cet élément a joué un rôle majeur dans l’atmosphère et à la surface de Mars à l’Hespérien. Aujourd’hui, ces sulfates (tels que le gypse ou la jarosite) sont détectés dans plusieurs régions, depuis l’orbite par les spectro-imageurs principalement dans Valles Marineris (sous forme de dépôts stratifiés) et autour de la calotte polaire nordique (sous forme de dunes), mais également par les robots et atterrisseurs qui ont effectué des analyses de sol et de roches (dans le régolithe et la poussière, et dans des veines minérales) (Gaillardet al. (2013) et références associées).
L’Hespérien marque un tournant pour les conditions environnementales de Mars. À partir de cette période, l’eau liquide est devenue plus rare en surface et son pH est passé de neutre (pendant le Noachien) à acide comme l’attestent les dépôts de sulfates. Séjournant moins longtemps à la surface, l’eau liquide s’est évaporée ou a percolé dans le sol, donnant lieu à la formation de sulfates (Figure 2-4 ) (Squyres et al., 2004) et d’autres minéraux évaporitiques comme les halites (NaCl) (Bridges et Grady, 1999). Mis à part la formation de ces minéraux, les faibles taux d’érosion et d’altération des roches indiquent que le climat s’est refroidi : Mars est progressivement devenue une cryosphère, c’est à dire un environnement où l’eau est surtout présente à l’état solide. Preuve de ce refroidissement, la présence de glaciers datant de la fin de l’Hespérien sous les tropiques martiens (Headet al., 2004), ou encore les données topographiques de l’instrument MOLA révélant les traces d’un dépôt de glace d’eau au pôle sud couvrant près de 2% de la surface de Mars à l’Hespérien (Head et Pratt, 2001). L’eau liquide n’était probablement présente en abondance à l’Hespérien qu’en sous-sol, libérée lors d’épisodes d’inondations catastrophiques déclenchées par des impacts ou du volcanisme. Enfin, ces évènements ont été accompagnés et/ou en partie causés par le déclin progressif de l’atmosphère depuis la fin du Noachien, via les processus d’échappement atmosphériques et de stockage du CO ou de la vapeur d’eau dans le sol, respectivement sous forme de carbonates ou de glace (Lammer et al., 2013).
Capitan » se serait formé par précipitation de sels, dont les sulfates, lors de l’évaporation d’unetendueé d’eau liquide (Squyres 2004). (crédits : NASA/JPL-Caltech/USGS)

L’Amazonien (de -3,0 Ga à aujourd’hui)

La transformation de la planète Mars en une cryosphère, amorcée à l’Hespérien, s’est finalisée lors de l’Amazonien. Cette dernière période couvre les deux tiers de l’histoire géologique de Mars jusqu’à aujourd’hui. En raison de conditions le plus souvent froides et arides et de la baisse de l’activité volcanique par rapport aux périodes précédentes, la grande majorité de la surface de Mars a peu évolué depuis 3,0 milliards d’années. Les signes d’activités les plus notables sont dus à l’action du vent et de la glace d’eau.
Durant l’Amazonien, Mars n’a pas connu de grands évènements renouvelant sa surface (cratères d’impacts fréquents ou épanchement de laves) contrairement aux périodes précédentes. En revanche, les roches affleurant en surface ont été érodées par 3 milliards d’années de vent, ce qui a contribué à fragmenter en plus petits grains les roches les moins dures et à réorganiser régulièrement les grains et la poussière à la surface (Sullivan et al., 2005). Les champs de dunes et la poussière martienne, que l’on retrouve partout à la surface de Mars, attestent de l’action du vent pendant l’Amazonien.
La glace d’eau joue également un rôle de premier plan à la surface durant l’Amazonien. Notons tout d’abord la présence de glace d’eau sous la surface, des hautes jusqu’aux moyennes latitudes. Cette eau a été détectée par de multiples voies : par le spectromètre à neutrons de la sonde Mars Odyssey en 2002 (Figure 2-5) (Feldman et al., 2004), par le radar MARSIS de Mars Express (Figure 2-3b) (Mouginot et al., 2012), dans le visible et proche-infrarouge par la sonde Mars Reconnaissance Orbiter dans de jeunes cratères d’impacts (Byrne et al., 2009) ou sous la forme de cratères à éjectas lobés (Plaut et al., 2009), puis confirmée in situ par l’atterrisseur Phoenix en 2008 (Figure 2-5) (Smith et al., 2009).
Par ailleurs, les dépôts de glace d’eau en surface, amorcés dès la fin de l’Hespérien, se sont poursuivis durant tout l’Amazonien. N’ayant pas de satellite massif lui permettant de stabiliser son obliquité (comme la Lune pour la Terre), Mars a vu son obliquité varier grandement, et il y a 89% de chance qu’elle ait atteint 60° depuis 3 milliards d’années (Laskar et al., 2004). Or, au delà d’une obliquité de 54°, l’insolation des pôles est plus importante que celle de l’équateur. Sur Mars, de telles valeurs d’obliquité ont pu conduire au dépôt de glace d’eau à des latitudes très basses. C’est effectivement ce qui est observé entre 50°N et 30°N avec de multiples traces géologiques de glaciation (Madeleine et al. (2009) et références incluses), et même des glaciers encore présents aujourd’hui mais sous une faible couche de régolithe (Forget et al., 2006). Enfin, le dépôt de glace d’eau s’effectue aussi sur les calottes polaires, sous la forme d’une fine stratigraphie de couches de glaces et de poussières, retraçant l’histoire climatique des derniers millions d’années (Milkovich et Head, 2005).
Odyssey et montrant la probable teneur en eau du 1er mètre du sol martien (Feldman et al., 2004). À droite : glace d’eau observée in situ sous l’atterrisseur Phoenix en β008, dégagée des quelques centimètres de régolithe qui la recouvraient par le souffle des rétrofusées lors de l’atterrissage dans
Vastitas Borealis (à 68°N). (crédits : NASA/JPL/LANL/UA/MPS/M. Di Lorenzo et K. Kremer) 3 L’obliquité d’une planète est l’angle entre son axe de rotation et le plan de nsoorbite autour du Soleil. Cet angle est responsable de la succession des saisons lors de la révolution de la planète autourdu Soleil.
Quant à l’eau liquide, son existence en surface est extrêmement rare durant l’Amazonien. Si quelques très rares vallées ramifiées sont observées sur les flancs de certains volcans (Fassett et Head Iii, 2008), leur mode de formation est incertain car il pourrait s’agir de laves fluides (Carr et Head III, 2010). Beaucoup plus répandues à la surface de Mars, certaines ravines ou coulées, larges de quelques mètres et longues de plusieurs centaines de mètres, souvent observées sur les pentes de cratères d’impacts, pourraient avoir été formées par des écoulements sporadiques de saumure, c’est à dire une eau liquide très salée ayant une température de solidification plus basse que la température martienne actuelle (Figure 2-6) (Goldspiel et Squyres, 2011; Martinez et Renno, 2013). Cette saumure pourrait provenir d’aquifères situés en sous-sol qui relâcheraient épisodiquement l’eau formant les ravines. Notons que le terme « ravines » (« gullies » en anglais) désigne aussi une multitude d’autres formations sur Mars, obtenues via la fonte de glaces d’eau ou de givre de CO . Enfin, la détection de sel de perchlorate (MgClO) dans le régolithe martien par l’atterrisseur Phoenix (Hechtet al., 2009), et récemment par le robot Curiosity (Archer et al., 2013), indique que des films mono-moléculaires d’eau liquide pourraient exister sous moins d’un mètre dans le sol à la surface de grains (Martinez et Renno, 2013; Möhlmann, 2004). Cette eau « liquide », beaucoup plus discrète mais étendue dans le régolithe au niveau global, pourrait jouer un rôle non négligeable dans le régolithe (formation de carbonates, comme ceux détectés par Phoenix (Boyntonet al., 2009), mais aussi oxydation, cf. § 2.4.3).

Production atmosphérique

Des molécules organiques ont pu être produites dans l’atmosphère de Mars, à partir de certains gaz atmosphériques et de sources d’énergies telles que la chaleur (éclairs, bolides) ou le rayonnement (photons ultraviolets).
En 1952, afin de simuler expérimentalement l’atmosphère terrestre primitive, le chimiste Stanley Miller soumet un mélange gazeux de méthane (CH), d’ammoniaque (NH3) et de dihydrogène (H2) à une décharge électrique, simulant les éclairs, le tout en présence d’eau, simulant l’océan primitif. Il observe alors la production d’acides aminés, des molécules organiques à la base de la constitution des protéines du vivant sur Terre (Miller, 1953). Ces acides aminés auraient été synthétisés dans l’eau, à partir d’acide cyanhydrique (HCN) et de formaldéhyde (HCO) produits dans le mélange gazeux suite aux décharges électriques (Miller, 1957). Cette expérience a eu un retentissement énorme à l’époque car elle démontrait pour la première fois que des molécules à la base de la vie avaient pu être produites dans l’atmosphère terrestre primitive.
Des expériences ultérieures ont montré que d’autres sources d’énergie que des éclairs pouvaient aussi produire des molécules organiques, comme l’échauffement lié à l’onde de choc lors de la rentrée atmosphérique d’une météorite, ou encore les photons ultraviolets (Chyba et Sagan, 1992). Lorsque ces expériences sont conduites dans un mélange gazeux semblable à celui de Miller (1953), de nombreuses molécules organiques sont produites : la Figure 2-14 en présente un aperçu. Mais depuis, le mélange gazeux utilisé par Miller (CH4/NH3/H2) a été critiqué comme n’étant pas représentatif de la composition de l’atmosphère terrestre primitive. Nous avons vu que l’atmosphère primitive était entre autre générée par les gaz émis par les volcans (cf. § 2.2.1.1). Or, les volcans terrestres émettent nettement plus de gaz oxydés que de gaz réduits (H/H O ~ 0,01 et CO/CO2 ~ 0,03) (Holland, 1984), et cela depuis plus de 3,9 milliards d’années.
L’atmosphère terrestre aurait donc été composée essentiellement de CO,N et d’eau avec seulement de faibles traces de composés réduits. De nouvelles expériences, réalisées dans ces conditions plus oxydantes, ont montré que le rendement de formation des molécules organiques est d’un à deux ordres de grandeur plus faible, que ce soit via des synthèses par apport de chaleur (décharges électriques, bolides) ou irradiation UV (Chyba et Sagan, 1992; Heinrich et al., 2007; Schlesinger et Miller, 1983). Mais des travaux récents indiquent que le rendement d’une atmosphère neutre de type CO2/N2/H2O peut être bien meilleur que précédemment estimé si l’hydrolyse des précurseurs des molécules complexes s’effectue dans un milieu inhibant l’oxydation (Cleaveset al., 2008). Dans des conditions environnementales particulières, les atmosphères neutres de CO/N /H O pourraient donc être des lieux de synthèse organique, certes moins efficaces que des atmosphères très réduites.

Le rayonnement ultraviolet

L’atmosphère actuelle de Mars est composée à 95,7 % de dioxyde de carbone CO2 et la pression à la surface n’est que de 6 mbar en moyenne. La couche d’ozone étant très ténue, et la vapeur d’eau seulement présente à l’état de trace, la transmission de la lumière solaire par l’atmosphère est principalement contrôlée par le Cτ2. Or, la section efficace d’absorption du Cτ2 dans l’ultraviolet augmente fortement en dessous de ββ0 nm. En conséquence, des calculs de transfert radiatif ont montré que l’absorption due au Cτ2 atmosphérique empêche tout photon de longueur d’onde inférieure à 190 nm d’atteindre la surface de Mars (Cockell et Andrady, 1999; Cockell et al., 2000; Kuhn et Atreya, 1979; Patel et al., 2004; Patel et al., 2003; Patel et al., 2002; Rontó et al., 2003).
Au cours de l’histoire de Mars, l’atmosphère a pu être significativement plus dense qu’aujourd’hui comme nous l’avons vu au paragraphe 2.2.1.1. Mais en l’absence de concentration suffisante de dioxygène ou d’espèces associées (O, O , NO ), le flux de photons UV reçus à la surface de Mars pour une atmosphère d’1 bar de CO 2 pur aurait toujours transmis des photons de longueurs d’onde supérieures à 220 nm (Molina-Cuberos et al., 2001) ou 230 nm (Rontó et al., 2003). Lorsque les espèces O3, O2, NO et NO2 sont introduites dans les modèles, l’atmosphère d’1 bar de COne transmet le rayonnement UV qu’à partir de 290 nm (Lammer et al., 2001; Rontó et al., 2003), soit une valeur proche de l’atmosphère terrestre actuelle (cf. Figure 2-22). Les gaz émis par l’activité volcanique (tels que SO2 ou H2S) ont aussi pu influer sur la transmission de l’atmosphère dans l’UV. En l’absence de données précises sur la concentration de ces espèces dans l’atmosphère martienne primitive, on peut raisonnablement supposer que depuis environ 3 milliards d’années le rayonnement ultraviolet arrivant à la surface de Mars s’étend jusqu’à 190 nm.
L’atmosphère martienne induit donc l’irradiation de la surface par des photons ultraviolets dans la gamme 300-β00 nm, qui sur Terre sont absorbés par la couche d’ozone (Figure 2-22). Ces photons correspondent à une énergie de l’ordre de l’électron volt (β00 nm ~ 6eV), équivalente à celle des liaisons covalentes des molécules organiques. Ils auront donc un impact sur l’évolution de ces molécules à la surface de Mars (cf. paragraphe suivant).
Contrairement aux particules énergétiques GCR et SEP (cf. paragraphe précédent), l’impact direct des photons ultraviolets serait limité aux premières épaisseurs de la surface. La profondeur de pénétration des photonsUV serait de l’ordre de 100 nm dans une matrice minérale (roche) (Capra (2011), Keppleret al. (2012) et références incluses). Dans le régolithe riche en fer, le flux UV serait totalement atténué sous 1 mm de profondeur. Enfin, dans la glace des régions polaire, la profondeur de pénétration des photons UV pourrait être de 5 cm au maximum dans une glace d’eau pure, et moins dans une glace contenant des poussières (Rontó et al., 2003). Notons que des processus tels que l’activité éolienne et les impacts météoritiques, en renouvelant la surface immédiatement exposée au rayonnement ultraviolet (via excavation ou enfouissement) augmentent l’impact du rayonnement UV sur une plus grande fraction du régolithe martien.
Quel est l’impact du rayonnement UV sur l’évolution chimique des molécules organiques ?
 Théorie : interaction matière/rayonnement
Lorsqu’une molécule organique est irradiée par un rayonnement ultraviolet, l’énergie des photons UV est absorbée par ses électrons les plus externes. τn assiste à une transition électronique de l’état fondamental de la molécule vers un état excité. La nature de cette transition dépendra de l’énergie du photon incident (n → * pour λ ~ 180 nm, n → π* pour λ ~ β90 nm etc.).
La molécule possède alors un excédent d’énergie qu’elle pourra soit stocker ou évacuer via divers processus de désexcitation :
 conversion interne ou conversion intersystème : stockage de l’énergie reçue par un réarrangement des niveaux d’énergie des électrons de la molécule,
 processus radiatifs (fluorescence ou phosphorescence) : évacuation de l’énergie par la ré-émission d’un photon d’une longueur d’onde différente,
 processus de transfert d’énergie : stockage de l’énergie reçue via l’accroissement de l’énergie cinétique de vibration de la molécule et au final la dissipation de cette énergie dans l’environnement de la molécule (molécules
 processus de dissociation (photolyse) : évacuation de l’énergie reçue via la dissociation de la molécule en deux fragments (radicaux). Les fragments
produits peuvent alors se réarranger et réagir pour former de nouvelles molécules en fonction de leur environnement.voisines,surface,solvantetc.),
Parmi ces multiples processus de désexcitation, seule la dissociation aura un impact sur la structure de la molécule. L’étude de l’évolution des molécules organiques sous l’effet du rayonnement ultraviolet à la surface de Mars consiste donc à déterminer ces changements de structure pour certaines molécules ou à identifier des structures moléculaires aptes à stocker ou évacuer l’énergie sans se dissocier. σotons que dans lecontexte de la surface de Mars actuelle, cette étude doit être préférentiellement menée sur des molécules en phase solide (cf. la matière organique d’origine météoritique, les molécules adsorbées sur des surfaces minérales etc.).
 Résultats des expériences de simulation
Afin d’étudier l’évolution chimique de molécules organiques directement exposées au flux UV atteignant la surface de Mars, diverses expériences de simulation ont été effectuées en laboratoire depuis la fin des années 1970. Le Tableau 2-2 présente un bilan des résultats obtenus par ces expériences jusqu’à aujourd’hui.
En 1979, Oro et Holzer exposent plusieurs molécules organiques aux UV émis par une lampe à mercure pendant 100 à 400 heures et entre – 10 et β5°C : l’adénine, la glycine, le naphtalène et la poudre de météorite de Murchison (Oro et Holzer, 1979). Sous atmosphère de diazote, ils observent une stabilité de l’adénine et de la glycine par rapport au naphtalène qui est plus rapidement dégradé. En présence de dioxygène, ils constatent la dégradation rapide de toutes les molécules ainsi que de celles contenues dans Murchison. Ils identifient également plusieurs produits : l’acide glycolique et les gaz CO, CO et NH issus de la décomposition de la glycine en présence d’O, la 1,2-naphtoquinone, un produit d’oxydation du naphtalène en présence d’O, et la formation d’un résidu jaunâtre non identifié lors de l’irradiation du naphtalène en l’absence de dioxygène. Les auteurs concluent que toute molécule organique présente à la surface de Mars est rapidement dégradée sous l’effet du rayonnement UV et/ou des processus d’oxydation qui peuvent s’y produire. Toutefois, leur simulation est peu représentative des conditions de la surface de Mars. Les paramètres tels que l’irradiation (la lampe à mercure délivre essentiellement des photons à 254 nm), la température, ou encore l’environnement oxydant (seulement 0,13 % d’O2 sur Mars) sont mal reproduits.
Dans les années 1990, Carol Stoker et ses collègues vont améliorer la représentativité des expériences de simulations en utilisant une lampe à arc de Xénon, délivrant une irradiance spectrale plus proche de celle éclairant la surface de Mars, avec une atmosphère de composition proche de celle de Mars, et une phase minérale représentative des connaissances du sol martien à l’époque, la palagonite (un mélange de minéraux d’altération du basalte par l’eau) (Stoker et al., 1989; Stoker et Bullock, 1997).
Les expériences d’irradiation ont été effectuées sur la molécule de glycine, en présence ou non de palagonite. Le méthane est détecté comme étant l’un des principaux produits de dégradation de la glycine. La présence de palagonite semble activer la synthèse d’hydrocarbures tels que l’éthane et l’éthylène, et accélérer la décomposition de la glycine. Les auteurs calculent un taux de photodécomposition de la glycine de 2,24 × 10-4 gC m-2 an-1, une valeur 100 fois supérieure au flux de matière carbonée délivrée par les sources exogènes 1,65 × 10 -6 gC m-2 an-1 (Flynn, 1996) (cf. § 2.3.1.2). Dans ces conditions, les auteurs concluent que la surface de Mars serait donc dépourvue de toute molécule organique de structure semblable à la glycine : celles-ci seraient dégradées en hydrocarbures volatiles. Ils n’excluent cependant pas la présence de molécules organiques plus complexes à la surface de Mars (Stoker et Bullock, 1997).
Dans les années 2000, de nouvelles expériences de simulation sont effectuées dans des conditions représentatives des températures et pressions de la surface de Mars. ten Kate et al. (2006) montrent que la présence ou non d’une atmosphère de 7 mbar de CO n’influence pas le taux de photodécomposition de la glycine. En revanche, le refroidissement de l’échantillon de glycine à la température moyenne de la surface de Mars (-60°C) diminue d’un facteur 7 le taux de photodécomposition. L’irradiation de dépôts de glycine d’environ 300 nm d’épaisseur, considérés comme optiquement fins, permet aux auteurs de déterminer un temps de demi-vie de la glycine à la surface de Mars d’environ 250 heures sous insolation maximale (ten Kate et al., 2006). Notons cependant que la lampe à deutérium utilisée pour ces expériences possède une irradiance spectrale non représentative de celle atteignant la surface de Mars.
En 2005, le projet de simulation MOMIE, initié au LISA, permet l’irradiation de molécules organiques dans des conditions de température (-55°C) et d’irradiation (lampe à Xénon) représentatives de la surface de Mars (cf. § 3.3.1 pour l’historique du développement du dispositif). La photostabilité de plusieurs acides carboxyliques est étudiée (acétate d’ammonium, acide benzoïque, acide oxalique, acide phtalique, acide trimésique, acide mellitique) (Stalport et al., 2009; Stalport et al., 2010). Leur temps de demi-vie à la surface de Mars est estimé entre 0,67 (pour l’acide benzoïque) et 1192 heures (pour l’acide phtalique) (Tableau 2-2). Contrairement aux autres molécules étudiées, l’irradiation de l’acide mellitique produit un composé photorésistant identifié comme étant le produit d’une déshydratation de l’acide mellitique (trianhydride d’acide mellitique) (cf. § 3.2.1.5 pour plus de détails). Ce résultat montre pour la première fois que certaines molécules seraient résistantes à l’irradiation UV dans les conditions de la surface de Mars. Parallèlement, Archer (2010) confirme la déshydratation de l’acide mellitique via une forte production de vapeur d’eau lors de l’irradiation UV de ce composé. Pour plusieurs autres molécules, Archer (2010) constate la formation de résidus solides bruns et la forte production des gaz CO2 et CO.
Des expériences d’irradiation de molécules organiques ont également été effectuées en orbite basse terrestre afin de s’affranchir des lampes UV de laboratoire et de tirer profit du vrai spectre solaire (Cottin et al., 2008) (missions UVolution et PROCESS). Des dépôts fins et homogènes de molécules organiques ont été préparés en présence ou non de « JSC Mars-1 », un sol Hawaïen de composition proche du régolithe martien. Afin de couper tout rayonnement inférieur à 190 nm et reproduire le flux UV atteignant la surface de Mars, des fenêtres en silice fondue ont été utilisées(cf. annexe C). Les expériences effectuées lors de la mission UVolution ont permis de constater un effet catalytique du JSC Mars-1 sur la photodécomposition de l’acide α-amino isobutyrique (AIB), de l’acide phatlique et de l’acide mellitique (temps de demi-vie divisés par 1,5) (Stalportet al., 2010). Celles réalisées lors de la mission PROCESS, dont j’ai participé à l’analyse postexposition, ont seulement permis la détermination de limites supérieures de dégradation car le temps d’exposition durant cette mission a été très élevé, conduisant à la consommation totale des échantillons (Noblet et al., 2012). La future mission d’exposition, Photochemistry on the Space Station (PSS) sur EXPOSE R2, pour laquelle je participe à l’élaboration des échantillons, se nourrira de l’expérience acquise par les missions précédentes (cf. annexe C).

Table des matières

Introduction
CHAPITRE 1 : DE LA QUESTION DE L’ORIGINE DE LA VIE À L’ÉTUDE DE MARS
1.1. L’émergence de la vie et la question de sa distribution dans l’univers
1.1.1. Définir la vie
1.1.β. Les conditions nécessaires à l’émergence de la vie
1.1.3. Les conditions de la Terre primitive et l’émergence de la vie
1.1.4. L’émergence de la vie : un phénomène rapide, commun dans l’univers ?
1.2. Recherche de traces de vie ou d’indices d’habitabilité hors de la Terre
1.3. Mars, une cible privilégiée, pourquoi ?
1.3.1. Mars aujourd’hui
1.3.2. L’environnement primitif de Mars propice à la vie ?
1.3.3. L’émergence potentielle de la vie sur Mars et ses implications
1.3.4. Explorer Mars à la recherche d’indices de vie ou d’habitabilité
1.4. Présentation de la problématique de ce travail
CHAPITRE 2 : DE L’ÉVOLUTION DE LA MATIÈRE CARBONÉE SUR MARS AU COURS DE SON HISTOIRE À SA RECHERCHE AUJOURD’HUI : VARIATION DE SES RÉSERVOIRS, SOURCES ET PUITS
2.1. Chronologie de l’histoire de Mars
2.2. La matière organique à travers l’histoire de Mars : aperçu des sources, des puits et des réservoirs de matière carbonée (de -4,55 Ga à aujourd’hui)
β.β.1. L’histoire de Mars via sa géologie et sa minéralogie
2.2.2. Quelles sont les implications de cette histoire géologique pour la matière organique sur Mars ?
2.3. Molécules organiques potentiellement apportées ou produites à la surface de Mars
2.3.1. Origine exogène
2.3.2. Production atmosphérique
2.3.3. Synthèses hydrothermales
2.3.4. Synthèses dans le magma
2.3.5. Origine biologique
2.4. Processus d’évolution des molécules organiques à la surface de Mars
2.4.1. Les particules énergétiques solaires et cosmiques
2.4.2. Le rayonnement ultraviolet
2.4.3. Les processus d’oxydation
2.5. La recherche de molécules organiques aujourd’hui sur Mars
2.5.1. Les réservoirs potentiels de molécules organiques : apports des sources et potentiels de préservation
2.5.2. Etat des lieux et perspectives de la recherche de molécules organiques dans le sol de Mars
CHAPITRE 3 : SIMULER ET CARACTÉRISER L’ÉVOLUTION DE MOLÉCULES ORGANIQUES DANS DES CONDITIONS ENVIRONNEMENTALES REPRÉSENTATIVES DES CONDITIONS ACTUELLES DE MARS : OBJECTIFS, STRATÉGIE ET MOYENS DE L’ÉTUDE
3.1. Objectif scientifique, résultats attendus et stratégie expérimentale
3.1.1. Objectif scientifique et résultats attendus
3.1.2. Stratégie expérimentale
3.2. Choix des cibles étudiées
3.2.1. Les molécules organiques cibles
3.2.2. Cible minérale : la nontronite
3.3. Le dispositif expérimental MOMIE
3.3.1. Bref historique du développement du dispositif de simulation MOMIE
3.3.2. Paramètres simulés et comparaison avec la littérature
3.3.3. Description du dispositif de simulation MOMIE
3.3.4. Les échantillons étudiés
3.3.5. Caractérisation et suivi du flux UV
3.4. Préparation et analyse des échantillons avant, pendant et après la simulation
γ.4.1. Déroulement d’une expérience « type »
3.4.2. Préparation des échantillons
γ.4.γ. Détermination de l’épaisseur des échantillons
γ.4.4. Mesure de l’absorption UV des échantillons avant et après simulation
3.4.5. Analyses in situ pendant la simulation
3.4.6. Analyse de la phase solide par chromatographie à phase gazeuse couplée à la spectrométrie de masse
CHAPITRE 4 : EVOLUTION DE MOLÉCULES ORGANIQUES SOUMISES AU RAYONNEMENT UV ET AUX PROCESSUS D’OXYDATION SIMULÉS DE LA SURFACE DE MARS
4.1. Evolution de molécules organiques pures soumises au rayonnement
UV seul en conditions de température et de pression martiennes
4.1.1. Glycine
4.1.2. Urée
4.1.γ. Trianhydride d’acide mellitique
4.1.4. Chrysène
4.1.5. Adénine
4.1.6. Bilan : implications pour les molécules directement exposées au rayonnement UV atteignant la surface de Mars
4.2. Evolution de molécules organiques en présence de nontronite en conditions de rayonnement UV, de température et de pression martiennes
4.2.1. Caractérisation des échantillons de molécules organiques en présence de nontronite
4.2.2. Glycine
4.2.3. Urée
4.2.4. Adénine
4.2.5. Bilan : impact de la nontronite sur les processus d’évolution des molécules organiques à la surface de Mars
CHAPITRE 5 : CONCLUSION ET PERSPECTIVES
5.1. Evolution des molécules organiques sous l’effet du rayonnement UV sur Mars
5.1.1. Evolution qualitative : fragmentation et/ou polymérisation des molécules organiques, vers la formation de produits photo-stables ?
5.1.2. Stabilité relative des structures conjuguées et détermination de nouvelles valeurs de rendement quantique de photodissociation
5.2. Influence de la nontronite sur l’évolution des molécules organiques sous irradiation UV sur Mars
5.3. Guider et interpréter la recherche in situ de molécules organiques à la surface de Mars

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