Il s’agit d’un article traduit par une machine. La version originale est disponible en anglais.
La physique derrière le plus ordinaire des miracles célestes — et comment la couleur de ce ciel a changé au fil des 4,5 milliards d’années de l’histoire de la Terre
Une vieille question, deux réponses
Le bleu du ciel a une réponse courte en physique et une plus longue dans l’histoire de la Terre. Le ciel d’aujourd’hui n’est que le dernier de ceux qu’a connus la planète, et parmi eux figurent des périodes où une brume orange, semblable à celle de Titan, planait au-dessus de la Terre primitive.
À la fin de l’Archéen, il y a plus de 2,5 milliards d’années, le méthane rejeté par des microbes alimentait une brume organique qui teintait le ciel d’orange. L’essor de l’oxygène a mis fin à ces épisodes brumeux.
Cet oxygène venait d’autres organismes microscopiques, qui n’avaient nullement l’intention de transformer l’atmosphère ; ils voulaient simplement se nourrir de lumière solaire. La raison pour laquelle tout cela a changé la couleur du ciel tient à la manière dont l’air traite la lumière.
La diffusion Rayleigh : le mécanisme
La lumière du Soleil n’est pas d’une seule couleur. C’est un mélange de toutes les longueurs d’onde visibles, du violet (environ 380 nanomètres) au rouge (environ 700 nm) en passant par le bleu, le vert, le jaune et l’orange, auxquelles s’ajoutent, au-delà de chaque extrémité, des longueurs d’onde que l’œil humain ne peut percevoir. Lorsque cette lumière pénètre dans l’atmosphère terrestre, elle rencontre les molécules d’azote et d’oxygène qui constituent environ 99 % de l’air. Ces molécules sont minuscules, de 0,3 à 0,4 nanomètre de diamètre environ, soit quelque mille fois plus petites que la plus courte longueur d’onde de la lumière visible.
Lorsqu’une onde électromagnétique rencontre une particule bien plus petite que sa longueur d’onde, le champ électrique oscillant de l’onde fait vibrer les charges de cette particule à la même fréquence. La particule devient un minuscule dipôle rayonnant, qui réémet la lumière dans toutes les directions. C’est la diffusion Rayleigh, ainsi nommée d’après le physicien britannique John William Strutt, Lord Rayleigh, qui en établit le formalisme mathématique à partir de 1871 et en confirma plus tard le fondement moléculaire.
Le point décisif est la dépendance à la longueur d’onde : l’intensité de la diffusion Rayleigh est inversement proportionnelle à la puissance quatrième de la longueur d’onde, si bien qu’un écart modeste de longueur d’onde se traduit par un écart considérable de diffusion. La lumière rouge, dont la longueur d’onde est environ 1,5 fois celle de la lumière bleue, est diffusée environ cinq à six fois moins efficacement, et le violet profond à 400 nm est diffusé environ dix fois plus fortement que le rouge à 700 nm. La lumière bleue est projetée latéralement à travers tout le ciel, tandis que la lumière rouge et orange traverse pour l’essentiel l’atmosphère en ligne droite jusqu’à vos yeux.
Voilà pourquoi le ciel paraît bleu : vous regardez de la lumière diffusée, et non la lumière directe du Soleil. Dans toutes les directions autres que celle du Soleil, vous voyez l’extrémité bleue du spectre, réémise latéralement par des milliards de molécules d’air tout au long de la colonne atmosphérique au-dessus de vous.
Encadré d'expert — Pourquoi pas violet ? Le Soleil et l'œil
La lumière violette (longueur d'onde d'environ 380–420 nm) est diffusée encore plus efficacement que le bleu par la diffusion Rayleigh, puisque sa longueur d'onde est plus courte. Pourquoi, dès lors, le ciel paraît-il bleu plutôt que violet ? Une partie de la réponse tient au Soleil, qui émet moins de violet que de bleu : son spectre d'émission culmine dans la gamme bleu-vert, si bien que davantage de lumière bleue entre dans l'atmosphère dès le départ. L'atmosphère, en revanche, n'élimine pas sélectivement le violet de manière notable : l'ozone n'absorbe fortement que dans l'ultraviolet, et son absorption bien plus faible dans le visible (la bande de Chappuis) retire de préférence les grandes longueurs d'onde, orange et rouges — l'une des raisons pour lesquelles le ciel crépusculaire, au zénith, peut paraître d'un bleu encore plus profond. Le reste tient à nos yeux, bien moins sensibles au violet qu'au bleu : les cônes sensibles aux courtes longueurs d'onde réagissent le plus fortement dans le bleu, et le large spectre de la lumière du ciel stimule aussi les cônes sensibles au vert et au rouge, de sorte que le cerveau interprète ce mélange comme un bleu légèrement pâle plutôt que comme du violet.Les couchers de soleil et le long détour
Les couchers de soleil relèvent de la même physique, observée sous un angle extrême. Lorsque le Soleil est proche de l’horizon, sa lumière doit traverser une colonne d’atmosphère bien plus épaisse pour atteindre vos yeux ; la longueur du trajet atteint plusieurs dizaines de fois sa valeur à midi. À son arrivée, presque tout le bleu a été diffusé en chemin, laissant dominer le rouge, l’orange et le jaune. Le Soleil vire au rouge, et le bas du ciel aussi.
Les grandes éruptions volcaniques peuvent intensifier considérablement les couchers de soleil pendant des mois, voire des années, en chargeant la stratosphère de particules d’aérosols sulfatés. Ces particules sont bien plus grandes que les molécules d’air et diffusent la lumière selon la diffusion de Mie plutôt que selon la diffusion Rayleigh. La diffusion de Mie est moins sélective en longueur d’onde, mais elle renforce l’extinction des courtes longueurs d’onde et produit des rouges extraordinaires. L’éruption du mont Tambora, en Indonésie, en 1815, serait à l’origine des ciels d’un rouge éclatant que l’on retrouve dans les tableaux de J. M. W. Turner au cours des années qui suivirent.
Encadré d'expert — Diffusion Rayleigh ou diffusion de Mie : pourquoi la taille des particules est déterminante
La distinction entre diffusion Rayleigh et diffusion de Mie gouverne la couleur du ciel dans tout le système solaire. La diffusion Rayleigh s'applique lorsque la particule est beaucoup plus petite que la longueur d'onde de la lumière (environ 1/10 ou moins) : l'intensité diffusée varie en λ⁻⁴, ce qui donne une couleur du ciel fortement dépendante de la longueur d'onde et tirant vers le bleu. La diffusion de Mie s'applique lorsque la taille des particules approche la longueur d'onde de la lumière, comme pour les grains de poussière, les gouttelettes de brouillard, les aérosols volcaniques et les particules d'oxyde de fer de l'atmosphère martienne. La diffusion de Mie est en général bien moins sélective en longueur d'onde : elle répartit plus uniformément les longueurs d'onde visibles, et ce sont la taille, la forme et les propriétés d'absorption des particules, plutôt que la seule physique de la diffusion, qui déterminent la couleur du ciel. Les aérosols sulfatés volcaniques, la poussière d'oxyde de fer martienne et la brume de tholins de Titan (des amas fractals de grains minuscules, qui exigent leur propre traitement de la diffusion) relèvent tous du régime de Mie ou d'un régime proche. Le ciel bleu de la Terre résulte précisément d'une atmosphère dominée par la diffusion Rayleigh — débarrassée des gros aérosols et composée principalement de petites molécules de gaz.
L’histoire des couleurs du ciel : 4,5 milliards d’années
Le ciel n’a pas toujours eu l’aspect qu’il a aujourd’hui. Son écart le plus spectaculaire est survenu à la fin de l’Archéen, lorsqu’une brume organique semblable à celle de Titan est apparue puis a disparu, à plusieurs reprises. L’infographie qui accompagne cet article retrace l’une des histoires possibles. Les couleurs attribuées à chaque ère sont des reconstitutions d’artiste, fondées sur ce que nous savons de la composition de l’atmosphère et de la physique de la diffusion, et non des observations directes.
L’Hadéen (4,5 – 4,0 Ga) : le magma, puis l’eau
Lorsque la Terre s’est formée, il y a environ 4,54 milliards d’années, elle n’avait pas de ciel au sens où on l’entend : la surface était d’abord un océan de magma, bombardé par les débris du jeune système solaire. En l’espace d’environ 150 millions d’années, toutefois, la croûte s’était suffisamment refroidie pour que l’eau liquide puisse exister ; des cristaux de zircon vieux de 4,4 milliards d’années en témoignent. À mesure que la planète se refroidissait et que le dégazage volcanique constituait une atmosphère, celle-ci était dominée par la vapeur d’eau et le dioxyde de carbone, avec de l’azote et des gaz volcaniques comme le dioxyde de soufre, et l’oxygène libre était pratiquement absent. Jusqu’à la Grande Oxydation, l’oxygène est resté à moins d’environ 0,001 % de son niveau actuel.
De ce ciel, aucune trace directe ne subsiste ; l’hypothèse la plus probable est un ciel laiteux, jaune pâle, sous une atmosphère épaisse et chargée de vapeur. Sous l’effet de la lumière solaire, le dioxyde de soufre volcanique se transforme en gouttelettes d’aérosols sulfatés, la même chimie qui forme aujourd’hui les nuages de Vénus. Ces particules sont bien plus grandes que les molécules de gaz et diffusent dans le régime de Mie ; lors des périodes de volcanisme intense, elles auraient blanchi et assombri le ciel, tandis que la vapeur et les cendres auraient ajouté à la grisaille.
L’Éoarchéen et le Paléoarchéen (4,0 – 3,2 Ga) : un ciel bleu au-dessus d’un monde océan
L’atmosphère de cette époque était dominée par l’azote et le dioxyde de carbone, avec peu ou pas d’oxygène libre. Un ciel d’azote et de dioxyde de carbone diffuse la lumière solaire à peu près comme le nôtre (les molécules de CO₂ diffusent même plus fortement que celles de N₂), de sorte que partout où l’air était exempt de brume épaisse, le ciel de ce jeune monde océan était probablement bleu, sans le moindre besoin d’oxygène.
Le Mésoarchéen et le Néoarchéen (3,2 – 2,5 Ga) : des épisodes orange — une brume vivante
La vie apparaît dans les archives géologiques il y a au moins 3,5 milliards d’années. Les premiers organismes étaient anaérobies. Des microbes producteurs de méthane (les méthanogènes) étaient actifs il y a au moins 3,46 milliards d’années, rejetant du méthane comme sous-produit de leur métabolisme. À mesure que ces organismes se répandaient, le méthane s’est accumulé dans l’atmosphère jusqu’à des concentrations estimées entre 100 et 1 000 parties par million. Lorsque le méthane atteignait environ un dixième du niveau de dioxyde de carbone, le rayonnement ultraviolet du Soleil le brisait en fragments réactifs qui se polymérisaient en particules d’aérosols organiques complexes, souvent appelées tholins : le même type de brume brun-rougeâtre qui donne aujourd’hui sa couleur à Titan, la lune de Saturne. Les archives géochimiques montrent que cette brume apparaissait et disparaissait au lieu de persister en continu. Les intervalles brumeux les mieux documentés se situent entre environ 2,7 et 2,5 milliards d’années ; les archives isotopiques du soufre laissent deviner un épisode plus ancien, vers 2,9 milliards d’années, et certains modèles font remonter l’ère brumeuse jusqu’à environ 3,2 milliards d’années.
Cette brume organique absorbe efficacement la lumière de courte longueur d’onde, en dessous d’environ 500 nm, privant le ciel de l’essentiel de son bleu et de son violet pour laisser surtout les longueurs d’onde plus grandes et plus chaudes. Pendant chaque épisode brumeux, le ciel virait à l’orange. Entre ces épisodes, le ciel redevenait bleu, et il y a environ 2,7 milliards d’années, probablement d’un bleu plus profond et plus sombre que le nôtre : des bulles de gaz figées dans des coulées de lave vieilles de 2,7 milliards d’années, mises en place au niveau de la mer, montrent que la pression atmosphérique était inférieure à la moitié de celle d’aujourd’hui, et un air plus ténu diffuse moins de lumière, ce qui laisse au zénith un ciel plus sombre et plus saturé. L’atmosphère d’azote et de méthane de Titan, riche en tholins, est l’analogue actuel le plus proche du ciel de la fin de l’Archéen pendant ces épisodes. Des modèles informatiques couplant climat, chimie atmosphérique et physique des particules de brume montrent qu’une brume d’hydrocarbures de ce type refroidit la surface d’environ 20 °C, mais reste compatible avec de l’eau liquide en surface, même sous le jeune Soleil moins lumineux, qui brillait à environ 80 % de sa luminosité actuelle à la fin de l’Archéen.
Encadré d'expert — Le paradoxe du jeune Soleil faible et la serre au méthane
Il y a 4 milliards d'années, le Soleil n'avait qu'environ 70–75 % de sa luminosité actuelle, une conséquence bien établie de l'évolution stellaire. Selon un simple bilan radiatif, la Terre primitive aurait dû se trouver bien en dessous du point de congélation. Pourtant, les données géologiques montrent sans ambiguïté que de l'eau liquide existait en surface tout au long de l'Archéen. L'explication privilégiée est un puissant effet de serre dû au CO₂ et aux niveaux élevés de méthane produits par les méthanogènes. Le méthane gazeux aurait renforcé l'effet de serre, tandis que la brume organique qu'il alimentait compensait en partie ce réchauffement en ombrageant la surface. Sous cette brume, l'eau liquide restait possible en surface. La disparition du méthane à mesure que l'oxygène augmentait est l'un des principaux suspects des glaciations du Paléoprotérozoïque (dont celles enregistrées dans les roches huroniennes du Canada), qui ont commencé il y a environ 2,45 milliards d'années. Ce n'étaient pas les premières glaciations de la planète, puisque des dépôts glaciaires vieux d'environ 2,9 milliards d'années sont connus en Afrique du Sud, mais elles comptent parmi les plus sévères.La Grande Oxydation (~2,4 Ga)
Il y a environ 2,46 à 2,43 milliards d’années, la Terre a franchi le seuil que les géologues appellent la Grande Oxydation (GOE, pour Great Oxidation Event). Les cyanobactéries, premiers organismes capables de photosynthèse oxygénique, scindent les molécules d’eau et libèrent de l’O₂ comme sous-produit. L’oxygène libre qu’elles rejetaient a commencé à s’accumuler dans l’atmosphère, d’abord de manière irrégulière, en oscillant pendant quelque 200 millions d’années, avant de devenir une caractéristique permanente il y a environ 2,2 milliards d’années.
L’effet sur la brume fut décisif. L’oxygène a réagi avec le méthane atmosphérique et a mis un terme à la chimie qui alimentait les épisodes récurrents de brume orange. Ce qui l’a remplacée était un ciel bleu très semblable au nôtre, car la diffusion Rayleigh n’a besoin que de molécules d’azote et de dioxyde de carbone, pas d’oxygène. L’oxygène lui-même est resté rare longtemps après : durant le « milliard ennuyeux » du Protérozoïque moyen, il ne représentait qu’une petite fraction de son niveau actuel.
Des organismes unicellulaires microscopiques, qui tiraient leur énergie de la lumière solaire et de l’eau, ont contribué à dissiper la brume du ciel. Leur oxygène a aussi modifié la chimie des océans. Il a transformé les habitats microbiens et désavantagé les organismes sensibles à l’oxygène, même si de vastes environnements dépourvus d’oxygène ont subsisté, où la vie anaérobie prospère encore aujourd’hui. À long terme, tous les organismes multicellulaires complexes allaient en dépendre.
Le Paléoprotérozoïque (2,5 – 1,6 Ga) : des cieux sans brume
La brume de méthane disparue, le ciel devait être bleu. L’oxygène était présent, mais à une fraction seulement de son niveau actuel. Comme l’oxygène ne contribue que pour une faible part à la diffusion par l’air, sa rareté n’aurait guère modifié la couleur du ciel ; les différences de pression atmosphérique totale, d’humidité et de poussière auraient davantage compté.
Le « milliard ennuyeux » (1,8 – 0,8 Ga) : un bleu stable
La période allant d’environ 1,8 à 0,8 milliard d’années est souvent surnommée le « milliard ennuyeux » par les géologues : une époque de relative stabilité environnementale et d’innovation biologique lente, avec peu d’oxygène. Son niveau exact est encore débattu, les estimations allant de moins de 0,1 % à plusieurs pour cent du niveau actuel. Un observateur humain transporté à cette époque aurait vu un ciel bleu familier et aurait été incapable d’y respirer.
La fin du Néoprotérozoïque et le Cambrien (800 – 487 Ma) : vers le ciel moderne
L’oxygène a augmenté, probablement par paliers, à la fin du Néoprotérozoïque, à mesure qu’apparaissait la vie multicellulaire complexe. Les glaciations de la Terre boule de neige de cette période, il y a environ 720 à 635 millions d’années, ont recouvert de glace une grande partie de la planète. Au moment de l’explosion cambrienne, il y a environ 539 millions d’années, l’oxygène avait nettement augmenté (la reconstitution du modèle de référence l’estime à 15–20 % au Cambrien et à l’Ordovicien, même si des reconstitutions plus récentes suggèrent une hausse plus tardive), et le ciel ressemblait beaucoup à celui d’aujourd’hui.
Encadré d'expert — L'oxygène change-t-il la couleur du ciel ?
Étonnamment peu. La diffusion Rayleigh dépend du nombre de molécules de gaz et de la facilité avec laquelle leurs nuages électroniques se déforment, une propriété appelée polarisabilité. L'oxygène est légèrement moins polarisable que l'azote, et le dioxyde de carbone davantage, si bien que remplacer une partie de l'azote par de l'oxygène ne modifie guère la diffusion. Comme changer les seules proportions d'oxygène et d'azote n'affecterait que modestement la diffusion, le pic d'oxygène permo-carbonifère (environ 30 % dans la reconstitution du modèle de référence) n'a pas rendu le bleu plus profond. Si l'oxygène supplémentaire a accru la pression atmosphérique totale, le surcroît de diffusion aurait rendu le ciel légèrement plus lumineux, avec un horizon un peu plus blanc, mais au zénith, c'était pour l'essentiel le même bleu qu'aujourd'hui.Le Carbonifère et le Permien (359 – 252 Ma) : le pic d’oxygène
Les niveaux d’oxygène au Carbonifère et au Permien, il y a environ 310 à 260 millions d’années, comptent parmi les plus élevés reconstitués pour les 540 derniers millions d’années. À mesure qu’évoluaient de grandes plantes terrestres vasculaires ligneuses, les forêts houillères du Carbonifère ont enfoui d’immenses quantités de carbone organique, faisant baisser le CO₂ et monter l’oxygène atmosphérique. Le modèle largement utilisé du géochimiste Robert Berner calcule un pic d’oxygène d’environ 30 % au Permien, même si des modèles plus récents diffèrent dans le détail. Les veines de charbon qui ont alimenté la révolution industrielle sont les restes comprimés et fossilisés de ces forêts.
Un niveau d’oxygène supérieur d’environ 40 % à celui d’aujourd’hui n’a pas rendu le ciel d’un bleu plus profond, mais il a marqué la vie au sol. Cet air riche en oxygène est associé aux arthropodes géants de l’époque : les méganisoptères comme Meganeura (des insectes apparentés aux libellules), dont l’envergure pouvait atteindre environ 70 centimètres et dont la respiration trachéenne fonctionne mieux dans un air riche en oxygène. Le lien reste toutefois débattu : Arthropleura, un parent géant des mille-pattes qui pouvait atteindre environ 2,6 mètres de long, avait déjà atteint sa taille colossale avant le pic d’oxygène. L’extinction de masse de la fin du Permien, il y a 252 millions d’années, la plus sévère de l’histoire de la Terre, a éliminé une grande majorité des espèces marines, environ 81 % selon une estimation récente. Elle a coïncidé, dans le modèle de Berner, avec une forte chute de l’oxygène atmosphérique.
Le Mésozoïque et le Cénozoïque (252 Ma – aujourd’hui) : le bleu familier
Après l’extinction du Permien, l’oxygène est resté bas pendant une grande partie du Trias et du Jurassique, descendant à environ 12 % au Trias dans la reconstitution de Berner, puis il a augmenté de façon plus ou moins régulière pendant le reste de l’âge des dinosaures et jusqu’à nos jours, sans jamais retrouver son pic de la fin du Paléozoïque. Tout au long de cette période, le ciel était d’un bleu bien reconnaissable ; les variations d’oxygène à elles seules auraient eu peu d’effet sur sa couleur. Il y a 66 millions d’années, lorsque l’impact de Chicxulub a mis fin au Crétacé, l’oxygène approchait de sa valeur moderne, et tout au long du Cénozoïque il est resté proche de son niveau actuel : environ 78 % d’azote et 21 % d’oxygène, le reste étant surtout de l’argon, avec un peu de dioxyde de carbone.
D’autres cieux : ce que l’Univers nous offre
La diversité des couleurs du ciel sur les planètes et les lunes que nous avons visitées, ou que nous pouvons cerner grâce aux données atmosphériques, montre que le bleu terrestre n’est qu’un résultat parmi d’autres, fixé par ce dont l’air est fait, par la taille de ses particules et par ce qu’émet l’étoile. Les cas les plus instructifs vont des mesures directes sur Mars, Titan et Vénus jusqu’aux cieux plus hypothétiques des exoplanètes.
Mars : des journées caramel, des couchers de soleil bleus
Mars est le cas inversé le plus instructif. L’atmosphère martienne est composée d’environ 95 % de CO₂, mais la pression à la surface n’atteint qu’environ 0,6 % de celle de la Terre, ce qui rend négligeable la diffusion Rayleigh par les molécules de gaz. Le ciel est plutôt façonné par une fine poussière riche en oxyde de fer, à peu près de la consistance du talc, dont les particules ont un rayon typique d’environ 1,5 micromètre. Dans la faible gravité martienne, les vents et les tempêtes de poussière la soulèvent, la transportent et la redéposent sans cesse. Ces particules absorbent efficacement la lumière bleue et verte tout en diffusant plus uniformément les grandes longueurs d’onde, ce qui produit le ciel allant du jaune caramel au rose orangé que les rovers martiens ont mesuré de façon constante.
Au coucher du soleil, la géométrie s’inverse. La diffusion de Mie par les particules de poussière, fortement dirigée vers l’avant, concentre la lumière bleue diffusée près du disque solaire, produisant une lueur bleue caractéristique entourée par le ciel rougeâtre. Mars a des couchers de soleil bleus et des journées orange : l’exact opposé de la Terre. Cette inversion a été directement photographiée par les rovers Opportunity, Spirit et Curiosity.
Encadré d'expert — Si Mars n'avait pas de poussière
Si toute la poussière était éliminée, la physique de la diffusion laisse penser que le ciel martien serait d'un bleu profond et sombre, plus sombre que le ciel terrestre en haute altitude, car l'atmosphère ténue offre très peu de molécules pour diffuser la lumière du Soleil. Le Soleil apparaîtrait comme un disque net et brillant.Titan : l’archive vivante du ciel archéen de la Terre
Titan, la lune de Saturne, est l’analogue observable le plus direct de l’atmosphère terrestre de la fin de l’Archéen dont on dispose dans le système solaire. Son atmosphère est composée d’environ 95 à 98 % d’azote, le méthane représentant environ 1,5 % dans la stratosphère et environ 5 % près de la surface. C’est à peu près le mélange que l’on reconstitue pour l’air terrestre avant la Grande Oxydation, même si Titan est bien plus froid et reçoit bien moins de lumière solaire. Dans la haute atmosphère de Titan, le rayonnement ultraviolet brise le méthane et produit en continu des particules de brume de tholins : la même classe de molécules organiques complexes que celle modélisée pour la Terre archéenne.
Le résultat, mesuré directement par la sonde Huygens lors de sa descente dans l’atmosphère de Titan en 2005, est un ciel dominé par la diffusion de Mie sur la brume de tholins à plusieurs couches, faite de particules en agrégats fractals et répartie de la surface jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres d’altitude, avec une couche détachée vers 500 km. Le ciel y est environ 100 à 1 000 fois plus sombre qu’un après-midi terrestre et uniformément orange foncé dans toutes les directions. Les modèles de transfert radiatif prédisent que les couchers de soleil sur Titan sont des « événements décevants » aux longueurs d’onde visibles : le Soleil s’efface alors qu’il est encore bien au-dessus de l’horizon, et la lumière ne diminue que lentement, en un long crépuscule diffus. La mission Dragonfly, dont le giravion doit atteindre Titan vers 2034, étudiera directement cette chimie.
Vénus : un orange-jaune terne sous des nuages sulfuriques
Vénus possède une atmosphère dont la pression en surface est environ 90 fois celle de la Terre, composée presque entièrement de CO₂, avec d’épais nuages de gouttelettes d’acide sulfurique entre 45 et 70 km d’altitude. Seuls environ 2,6 % de la lumière solaire qui arrive au sommet de l’atmosphère vénusienne atteignent la surface. Les images des atterrisseurs soviétiques Venera montrent, depuis la surface, un ciel d’un orange terne à brun jaunâtre. La lumière a traversé les épais nuages, dont les couches supérieures contiennent un absorbeur encore non identifié, puis la dense atmosphère de dioxyde de carbone située en dessous ; ensemble, ils éliminent la lumière bleue et violette et ne laissent passer jusqu’au sol, pour l’essentiel, que les grandes longueurs d’onde. La surface elle-même, éclairée par cette lumière filtrée, apparaît sur les images de Venera comme une roche orange-rouge sous un ciel chaud et voilé en permanence. À certains égards, Vénus, avec son air dominé par le CO₂, sa chimie du soufre et ses aérosols sulfatés, offre une illustration chaude et à haute pression de processus qui ont peut-être aussi été à l’œuvre sur la toute jeune Terre.
Les exoplanètes : une palette complète
Au-delà du système solaire, la couleur du ciel dépend de tant de variables que presque n’importe quelle couleur est physiquement plausible. Le spectre d’émission de l’étoile hôte est un facteur déterminant. Une naine M froide émet surtout de la lumière rouge et infrarouge, avec relativement peu de bleu ; une planète en orbite autour d’une telle étoile aurait donc un ciel dont la couleur serait décalée vers les grandes longueurs d’onde par rapport au nôtre, même avec une atmosphère d’azote et d’oxygène semblable à celle de la Terre : il y aurait moins de lumière stellaire bleue à diffuser. La pression atmosphérique compte aussi : une atmosphère très épaisse diffuse la lumière tant de fois que le ciel devient plus lumineux et plus pâle, tandis qu’une atmosphère ténue le laisse sombre.
HD 189733b, un Jupiter chaud situé à environ 63 années-lumière, paraît d’un bleu profond en lumière réfléchie, mais pas en raison d’une diffusion Rayleigh par le gaz. Son bleu proviendrait d’une atmosphère brumeuse chargée de particules de silicates (en somme, de minuscules grains de verre) qui diffusent la lumière bleue, tandis que le sodium absorbe une grande partie du rouge. Sa face diurne dépasse largement 1 000 °C et ses vents dépassent 8 000 km/h : ce bleu ne dit donc rien de la possibilité d’y vivre.
Encadré d'expert — Que faudrait-il pour un ciel vert ?
La lumière verte (~520–560 nm) se situe au milieu du spectre visible : elle est moins efficacement diffusée que le bleu par la diffusion Rayleigh, mais davantage que le rouge. Un ciel dominé par le vert est pratiquement impossible par la seule diffusion Rayleigh, car toute atmosphère qui diffuserait préférentiellement le vert diffuserait encore plus fortement le bleu et le violet, et ces courtes longueurs d'onde domineraient. Des ciels verts sont possibles, mais ils exigent une combinaison inhabituelle d'éclairage, de diffusion et d'absorption. Après certaines grandes éruptions volcaniques, des particules de sulfate stratosphériques de la taille adéquate ont produit des crépuscules verts en combinant une diffusion anomale avec le long trajet de la lumière au crépuscule et l'absorption de Chappuis par l'ozone. Dans la diffusion anomale, sur une partie du spectre visible, la diffusion par les particules augmente avec la longueur d'onde, à l'inverse de la diffusion Rayleigh. La diffusion Rayleigh ordinaire dans un air limpide, sous la lumière du Soleil, ne peut pas produire un ciel diurne vert.Le bleu dont nous avons hérité
D’autres mondes ont d’autres ciels. Le bleu limpide de la Terre est ce qui est resté au terme d’une chaîne d’événements : l’apparition de la photosynthèse oxygénique, la Grande Oxydation et la disparition de la brume de méthane qui avait voilé par épisodes la jeune planète. Le bleu au-dessus de nos têtes, c’est de la physique, et aussi un ciel débarrassé de la brume de méthane par l’oxygène que libèrent les cyanobactéries.
Lord Rayleigh a établi la physique en 1871. Les cyanobactéries, chez qui la photosynthèse productrice d’oxygène est apparue dès l’Archéen, avaient commencé à dégager le ciel bien avant : leur oxygène s’est mis à s’accumuler dans l’air il y a environ 2,4 milliards d’années.
Avertissement relatif à l’IA générative
Certains contenus de cette page ont été générés et/ou édités avec l’aide d’une IA générative.
Médias
Dix Jupiter chauds, du dégagé au nuageux – NASA
Principales sources et références
Bohren, C. F., & Huffman, D. R. (1983). Absorption and Scattering of Light by Small Particles. Wiley-Interscience. ISBN 047105772X. (Rayleigh and Mie scattering theory; wavelength-dependence of scattering; particle-size regimes.) https://openlibrary.org/isbn/9780471057727
Chandrasekhar, S. (1960). Radiative Transfer. Dover Publications. ISBN 0486605906. (Classical mathematical treatment of radiative transfer and Rayleigh scattering in planetary atmospheres.)
Young, A. T. (1982). Rayleigh scattering. Physics Today, 35(1), 42–48. doi:10.1063/1.2890003. (Rayleigh scattering terminology, history, and the molecular basis established by Rayleigh in 1899.) https://doi.org/10.1063/1.2890003
Strutt, J. W. (1871). On the light from the sky, its polarization and colour. Philosophical Magazine, 41, 107–120. (Rayleigh’s original derivation of the scattering law.) https://doi.org/10.1080/14786447108640452
Gibbs, P. (1997). Why is the sky blue? Physics FAQ, University of California, Riverside. (Red/blue and violet/red scattering ratios; why the sky is not violet (solar spectrum and eye sensitivity).) https://math.ucr.edu/home/baez/physics/General/BlueSky/blue_sky.html
NASA Space Place. Why is the sky blue? (Sky color, sunsets and the Martian sky explained.) https://spaceplace.nasa.gov/blue-sky/en/
NIST Computational Chemistry Comparison and Benchmark Database (CCCBDB). Experimental polarizabilities. (Polarizabilities of CO₂ (2.51 ų), N₂ (1.71 ų) and O₂ (1.56 ų).) https://cccbdb.nist.gov/pollistx.asp
Nassau, K. (1983). The Physics and Chemistry of Color: The Fifteen Causes of Color. Wiley-Interscience. ISBN 0471867764. (Sky color and color perception.) https://openlibrary.org/isbn/0471867764
Lee, R. L., Meyer, W., & Hoeppe, G. (2011). Atmospheric ozone and colors of the Antarctic twilight sky. Applied Optics, 50(28), F162–F171. (Ozone’s Chappuis-band absorption and the blue of the twilight sky.) https://opg.optica.org/ao/abstract.cfm?uri=ao-50-28-F162
von Savigny, C., et al. (2024). Explaining the green volcanic sunsets after the 1883 eruption of Krakatoa. Atmospheric Chemistry and Physics, 24, 2415–2422. (Green sunsets and twilights after volcanic eruptions, explained by aerosol scattering; role of ozone’s Chappuis band.) https://acp.copernicus.org/articles/24/2415/2024/acp-24-2415-2024.html
Zerefos, C. S., et al. (2007). Atmospheric effects of volcanic eruptions as seen by famous artists and depicted in their paintings. Atmospheric Chemistry and Physics, 7, 4027–4042. (Volcanic sunsets, Tambora 1815 and Turner’s skies.) https://acp.copernicus.org/articles/7/4027/2007/
Wilde, S. A., Valley, J. W., Peck, W. H., & Graham, C. M. (2001). Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409, 175–178. (Liquid water on Earth by 4.4 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/35051550
Ueno, Y., et al. (2006). Evidence from fluid inclusions for microbial methanogenesis in the early Archaean era. Nature, 440, 516–519. (Methanogenesis by more than 3.46 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/nature04584
Marty, B., Zimmermann, L., Pujol, M., Burgess, R., & Philippot, P. (2013). Nitrogen isotopic composition and density of the Archean atmosphere. Science, 342, 101–104. doi:10.1126/science.1240971. (Fluid inclusions in 3.0–3.5-billion-year-old quartz limit the partial pressure of nitrogen to at most ~1.1 bar, possibly as low as 0.5 bar.) https://doi.org/10.1126/science.1240971
Som, S. M., Buick, R., Hagadorn, J. W., Blake, T. S., Perreault, J. M., Harnmeijer, J. P., & Catling, D. C. (2016). Earth’s air pressure 2.7 billion years ago constrained to less than half of modern levels. Nature Geoscience, 9, 448–451. doi:10.1038/ngeo2713. (Gas-bubble sizes in 2.7-billion-year-old sea-level lava flows show air pressure below half of today’s.) https://doi.org/10.1038/ngeo2713
Pavlov, A. A., Brown, L. L., & Kasting, J. F. (2001). UV shielding of NH₃ and O₂ by organic hazes in the Archean atmosphere. Journal of Geophysical Research: Planets, 106(E10), 23267–23287. doi:10.1029/2000JE001448. (Methane-derived hydrocarbon haze in the Archean; optical properties and UV-shielding role.) https://doi.org/10.1029/2000JE001448
Zerkle, A. L., Claire, M. W., Domagal-Goldman, S. D., Farquhar, J., & Poulton, S. W. (2012). A bistable organic-rich atmosphere on the Neoarchaean Earth. Nature Geoscience, 5, 359–363. doi:10.1038/ngeo1425. (Geochemical evidence that the Archean haze switched on and off.) https://doi.org/10.1038/ngeo1425
Arney, G., Domagal-Goldman, S. D., Meadows, V. S., Wolf, E. T., Schwieterman, E., Charnay, B., Claire, M., Hébrard, E., & Trainer, M. G. (2016). The Pale Orange Dot: The Spectrum and Habitability of Hazy Archean Earth. Astrobiology, 16(11), 873–899. doi:10.1089/ast.2015.1422. (Coupled climate-photochemical-microphysical simulations of hazy Archean Earth; haze cools the surface ~20 K but habitable conditions persist; planet would appear orange from space; Titan analog.) https://doi.org/10.1089/ast.2015.1422
Feulner, G. (2012). The faint young Sun problem. Reviews of Geophysics, 50, RG2006. (Solar luminosity through Earth history; greenhouse solutions.) https://arxiv.org/abs/1204.4449
University of Johannesburg. Earth’s first glaciation at 2.9 Ga revealed by triple oxygen isotopes (research record). (Pongola glaciation, about 2.9 billion years ago.) https://pure.uj.ac.za/en/publications/earths-first-glaciation-at-29-ga-revealed-by-triple-oxygen-isotop/
Sessions, A. L., Doughty, D. M., Welander, P. V., Summons, R. E., & Newman, D. K. (2009). The continuing puzzle of the Great Oxidation Event. Current Biology, 19(14), R567–R574. doi:10.1016/j.cub.2009.05.054. (GOE timing and mechanisms; O₂ < 10⁻⁵ PAL before the GOE.) https://doi.org/10.1016/j.cub.2009.05.054
Gumsley, A. P., et al. (2017). Timing and tempo of the Great Oxidation Event. PNAS, 114(8), 1811–1816. (GOE onset 2.46–2.43 billion years ago; Paleoproterozoic glaciations.) https://portal.research.lu.se/en/publications/timing-and-tempo-of-the-great-oxidation-event/
Poulton, S. W., et al. (2021). A 200-million-year delay in permanent atmospheric oxygenation. Nature, 592, 232–236. doi:10.1038/s41586-021-03393-7. (Oxygen oscillations after the GOE; permanent oxygenation by about 2.22 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/s41586-021-03393-7
Lyons, T. W., Reinhard, C. T., & Planavsky, N. J. (2014). The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506, 307–315. doi:10.1038/nature13068. (Review of Earth’s oxygenation history; Proterozoic atmospheric constraints.) https://doi.org/10.1038/nature13068
Planavsky, N. J., et al. (2014). Low Mid-Proterozoic atmospheric oxygen levels and the delayed rise of animals. Science, 346, 635–638. doi:10.1126/science.1258410. (Chromium-isotope evidence for oxygen at or below 0.1% of present levels.) https://doi.org/10.1126/science.1258410
Zhang, S., et al. (2016). Sufficient oxygen for animal respiration 1,400 million years ago. PNAS, 113(7), 1731–1736. (Oxygen above ~4% of present levels at 1.4 billion years ago.) https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC4763753/
Hoffman, P. F., et al. (2017). Snowball Earth climate dynamics and Cryogenian geology-geobiology. Science Advances, 3, e1600983. (Cryogenian Snowball Earth glaciations.) https://doi.org/10.1126/sciadv.1600983
Berner, R. A. (2006). GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O₂ and CO₂. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(23), 5653–5664. doi:10.1016/j.gca.2005.11.032. (Quantitative reconstruction of Phanerozoic O₂; Silurian–Devonian secondary peak; Permian peak ~30% O₂; sharp drop at the Permian–Triassic boundary; Triassic low held at a floor of ~12% by fossil charcoal, then a more or less continuous rise from the late Triassic to the present.) https://doi.org/10.1016/j.gca.2005.11.032
Beerling, D. J., & Berner, R. A. (2000). Impact of a Permo-Carboniferous high O₂ event on the terrestrial carbon cycle. PNAS, 97(23), 12428–12432. doi:10.1073/pnas.220280097. (Modeled effects of a Permo-Carboniferous rise to ~35% O₂ on terrestrial productivity and carbon storage.) https://doi.org/10.1073/pnas.220280097
Krause, A. J., et al. (2018). Stepwise oxygenation of the Paleozoic atmosphere. Nature Communications, 9, 4081. (A newer, later trajectory for Paleozoic oxygenation.) https://doi.org/10.1038/s41467-018-06383-y
Harrison, J. F., Kaiser, A., & VandenBrooks, J. M. (2010). Atmospheric oxygen level and the evolution of insect body size. Proceedings of the Royal Society B, 277, 1937–1946. (The debated link between oxygen and insect gigantism.) https://doi.org/10.1098/rspb.2010.0001
Clapham, M. E., & Karr, J. A. (2012). Environmental and biotic controls on the evolutionary history of insect body size. PNAS, 109(27), 10927–10930. (Giant griffinflies with wingspans up to ~70 cm.) https://doi.org/10.1073/pnas.1204026109
Davies, N. S., et al. (2021). The largest arthropod in Earth history: insights from newly discovered Arthropleura remains. Journal of the Geological Society, 179. (Arthropleura size and its gigantism before the oxygen peak.) https://doi.org/10.1144/jgs2021-115
Stanley, S. M. (2016). Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history. PNAS, 113(42), E6325–E6334. (End-Permian marine species loss of about 81%.) https://doi.org/10.1073/pnas.1613094113
NASA Space Science Data Coordinated Archive. Earth, Mars and Venus fact sheets. (Atmospheric composition, surface pressure and gravity.) https://nssdc.gsfc.nasa.gov/planetary/factsheet/earthfact.html
Lemmon, M. T., et al. (2004). Atmospheric imaging results from the Mars Exploration Rovers: Spirit and Opportunity. Science, 306, 1753–1756. (Martian dust particle size (effective radius ~1.5 µm).) https://doi.org/10.1126/science.1104474
NASA Photojournal. Sunset in Mars’ Gale Crater (PIA19400). (Blue Martian sunset imaged by Curiosity.) https://science.nasa.gov/photojournal/sunset-in-mars-gale-crater
Tomasko, M. G., Doose, L., Engel, S., Dafoe, L. E., West, R., Lemmon, M., Karkoschka, E., & See, C. (2008). A model of Titan’s aerosols based on measurements made inside the atmosphere. Planetary and Space Science, 56(5), 669–707. doi:10.1016/j.pss.2007.11.019. (Titan’s haze measured by the Huygens probe’s DISR instrument; fractal aggregate particles with monomer radius ~0.05 microns.) https://doi.org/10.1016/j.pss.2007.11.019
Barnes, J. W., et al. (2018). Titan’s twilight and sunset solar illumination. The Astronomical Journal, 156, 247. (Titan’s “underwhelming” sunsets at visible wavelengths.) https://doi.org/10.3847/1538-3881/aae519
NASA Science. Titan: facts. (Titan’s atmospheric composition and orange haze.) https://science.nasa.gov/saturn/moons/titan/facts/
Titov, D. V., Ignatiev, N. I., McGouldrick, K., Wilquet, V., & Wilson, C. F. (2018). Clouds and hazes of Venus. Space Science Reviews, 214, 126. doi:10.1007/s11214-018-0552-z. (Review of Venus cloud and haze structure, composition and optical properties.) https://doi.org/10.1007/s11214-018-0552-z
Venus Science and Technology Definition Team (2009). Venus Flagship Mission Study. NASA/LPI. (Fraction of sunlight reaching the Venusian surface (~2.6%); the unknown cloud-top absorber.) https://www.lpi.usra.edu/vexag/documents/reports/Venus-STDT-Report-0409.pdf
Evans, T. M., et al. (2013). The deep blue color of HD 189733b: albedo measurements with Hubble Space Telescope/Space Telescope Imaging Spectrograph at visible wavelengths. The Astrophysical Journal Letters, 772, L16. (The blue reflected color of HD 189733b.) https://doi.org/10.1088/2041-8205/772/2/L16
Pierrehumbert, R. T. (2010). Principles of Planetary Climate. Cambridge University Press. (Atmospheric physics of planetary climates; faint young Sun and greenhouse gas discussion.)
Seager, S. (2010). Exoplanet Atmospheres: Physical Processes. Princeton University Press. (Exoplanet atmospheric physics; scattering and radiative transfer background.)
French, K. L., et al. (2015). Reappraisal of hydrocarbon biomarkers in Archean rocks. PNAS, 112(19), 5915–5920. (Archean biomarkers once used to date cyanobacteria shown to be contamination.) https://doi.org/10.1073/pnas.1419563112
Fournier, G. P., et al. (2021). The Archean origin of oxygenic photosynthesis and extant cyanobacterial lineages. Proceedings of the Royal Society B, 288, 20210675. (Oxygenic photosynthesis likely arose in the Archean, before the GOE.) https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/34583585/
