VÉNUS, planète

L'atmosphère

L'atmosphère de Vénus, très massive puisque la pression au sol (de 92 à 95 × 10³ hPa) est près de cent fois supérieure à la pression terrestre, est essentiellement constituée de dioxyde de carbone CO₂ (96,5 p. 100). C'est en 1932 que le CO₂ fut identifié pour la première fois par observation de bandes d'absorption dans le proche infrarouge. D'autres éléments furent ensuite détectés par spectroscopie infrarouge (CO, HCl, HF), mais ce n'est qu'en 1967, lors de l'injection dans l'atmosphère de Vénus de la sonde soviétique Venera-4, première d'une douzaine de sondes d'atterrissage (Venera-4 à Venera-14, Vega-1, Vega-2), que les concentrations des principaux constituants furent mesurées plus précisément. Le CO₂ et l' azote N₂ (3,5 p. 100) constituent à eux seuls plus de 99,9 p. 100 de l'atmosphère. On trouve également des gaz rares (0,007 p. 100 d'argon, 0,001 p. 100 de néon), de l' anhydride sulfureux SO₂ (0,015 p. 100) avec peut-être en quantités comparables de l'acide sulfhydrique H₂S et de l'oxysulfure de carbone COS, de la vapeur d'eau, dont l'abondance varie avec l'altitude (de 0,001 à 0,02 p. 100). L'acide chlorhydrique HCl a été détecté en 1968 depuis la Terre par des observations spectroscopiques. Bien que son abondance soit faible (moins d'une molécule par million), il joue un rôle important dans la photochimie de l'atmosphère gazeuse et des nuages. L'observation, à la fin des années 1950, d'émissions radio centimétriques, identifiées comme étant dues au rayonnement thermique du sol et indiquant une température de surface extrêmement élevée, fut confirmée par les mesures radio de la sonde américaine Mariner-2 en 1962, puis par les premières missions soviétiques Venera. La température au sol est proche de 460 ⁰C. Le profil de température entre 0 et 100 kilomètres (fig. 3) diffère notablement du profil terrestre. Dans le cas de la Terre, on observe une inversion de température vers 12 kilomètres d'altitude, la température se mettant alors à croître avec l'altitude et présentant un maximum vers 45 kilomètres (la zone de gradient thermique positif définissant la stratosphère). Ce phénomène est dû à la présence d'ozone O₃ et, dans une moindre mesure, d'oxygène moléculaire O₂, qui absorbe le rayonnement ultraviolet solaire et chauffe l'atmosphère. Sur Vénus, dont l'atmosphère est pauvre en oxygène et en ozone, on observe une décroissance régulière de la température jusqu'à 50 kilomètres (0 ⁰C), limite supérieure de la troposphère, puis une décroissance plus lente dans la mésosphère, entre 50 et 90 kilomètres (— 100 ⁰C). Il n'existe donc pas de stratosphère, la troposphère supportant directement la mésosphère. Au-delà, dans la région désignée sous le nom de thermosphère, le chauffage est assuré, comme pour la Terre, par le rayonnement ultraviolet solaire, et la température croît jusqu'à 30 ⁰C. Côté nuit, la température décroît pour atteindre — 170 ⁰C. La thermosphère nocturne est couramment appelée cryosphère.

Une autre caractéristique essentielle de l'atmosphère de Vénus est l'épaisse couche nuageuse d'aspect uniforme qui recouvre la planète, s'étendant entre 30 et 90 kilomètres d'altitude, et qui présente une stratification marquée, remarquablement stable. La couche supérieure, localisée entre 70 et 90 kilomètres d'altitude dans une région froide (— 70 ⁰C), est une brume d' aérosols de taille inférieure au micromètre, particulièrement développée au-dessus des régions polaires. La couche principale, dont la base se situe à 47 kilomètres d'altitude, est elle-même divisée en trois sous-couches et composée de gouttelettes d'acide sulfurique H₂SO₄ dont la distribution granulométrique présente plusieurs modes, deux ou trois suivant la sous-couche, correspondant à des tailles typiques de particules de 0,1, 1 et 10 micromètres. Des composés chlorés (peut-être FeCl₃) sont probablement présents aux altitudes inférieures à 60 kilomètres. Au-dessous de la couche principale, on trouve une brume ténue s'étendant jusqu'à 30 kilomètres. C'est par des mesures spectroscopiques et de polarisation que les nuages de Vénus furent d'abord étudiés dans les années 1960. La présence d'acide sulfurique ne fut clairement établie, sur cette base, qu'en 1973 et confirmée par les analyses in situ au cours de plusieurs missions soviétiques à partir de Venera-12 (1978) et de la mission américaine Pioneer Venus (1979). Il faut noter la détection controversée d'éclairs atmosphériques par les sondes Venera-11 et Venera-14, Pioneer Venus n'ayant en revanche rien décelé. Sur le plan théorique, la possibilité de génération du champ électrique nécessaire, par séparation des gros aérosols se chargeant négativement durant leur descente dans l'atmosphère, se heurte à la trop faible quantité d'aérosols de taille supérieure à 10 micromètres.

C'est la présence de SO₂ et de H₂O en quantité relativement importante (respectivement 50 et 200 molécules par million à la base de la couche nuageuse) qui est responsable de la température très élevée régnant dans la basse atmosphère, et non le fait que Vénus se trouve plus près du Soleil que la Terre. L'émission thermique infrarouge de la surface est en effet absorbée par ces gaz, jouant le rôle d'écran, avec une élévation considérable de la température atmosphérique ( effet de serre). Le CO₂ participe également à l'absorption du rayonnement thermique mais, présentant des fenêtres assez larges entre ses bandes d'absorption, ne peut à lui seul rendre compte de la valeur très élevée de la température. La troposphère de Vénus ne reçoit pas de lumière solaire aux longueurs d'onde inférieures à 400 nanomètres, l'ultraviolet étant absorbé par SO₂ et les aérosols dans la couche nuageuse. Même dans le visible, seulement 5 p. 100 de la lumière solaire atteint le sol. Ce fait constitue une différence essentielle entre l'atmosphère de Vénus et les atmosphères de la Terre et de Mars, quasi transparentes au rayonnement solaire. Le flux ultraviolet ne pénétrant pas dans la troposphère, les processus photochimiques y jouent un rôle secondaire. La seule exception notable est la photodissociation de S₃, qui se traduit par l'absorption troposphérique du flux solaire entre 400 et 500 nanomètres.

Lorsqu'on cherche à modéliser les réactions entre les composés de O, C, N, S, H, Cl, F dans la basse atmosphère, on se heurte au fait que les coefficients des réactions dans les conditions extrêmes de température et de pression régnant sur Vénus ne sont pas déterminés expérimentalement. On travaille alors dans l'hypothèse de l'équilibre thermochimique. L'effet de la température et de la pression très élevées est d'augmenter considérablement la réactivité de constituants qui, dans des conditions normales, n'interagiraient que beaucoup plus faiblement. À basse altitude, la composition chimique est réglée par les échanges avec les minéraux de surface qui, à cette température, libèrent dans l'atmosphère une grande quantité de substances volatiles. La très forte valeur de la pression s'explique d'ailleurs par ce phénomène. Si l'on suppose le dioxyde de carbone à l'équilibre thermochimique avec le sol (calcite CaCO₃), on obtient par le calcul une pression de l'ordre de 100 000 hectopascals à 460 ⁰C, tout à fait comparable à la pression mesurée. Ce genre de calcul repose sur l'hypothèse discutable que la composition minéralogique de Vénus est voisine de celle de la Terre. Pour donner quelques exemples, les quantités mesurées de HF et HCl s'expliquent bien en supposant que ces espèces gazeuses sont en équilibre thermochimique avec respectivement CaF₂ et NaCl. De même, l'abondance de O₂ semble réglée par l'équilibre pyrite (FeS₂)-anhydrite (CaSO₄). La composition de la troposphère de Vénus déduite des conditions d'équilibre thermochimique entre le gaz et la roche, et à plus haute altitude entre les espèces gazeuses, reproduit de façon assez satisfaisante les mesures. Elle est à peu près indépendante de l'altitude mais des variations sont cependant possibles. La décroissance de l'abondance de CO entre 60 kilomètres d'altitude et le sol, passant de 50 à 15 molécules par million, a pu être interprétée. CO réagissant avec S₃ pour former COS et S₂, la diminution de S₃ lorsqu'on s'élève dans l'atmosphère, liée à sa photodissociation par le flux ultraviolet solaire, se traduit par une augmentation de l'abondance de CO avec l'altitude. Un des problèmes les plus intéressants, faisant intervenir à la fois le sol, l'atmosphère gazeuse et les nuages, est l'étude des mécanismes de destruction et de recyclage du soufre présent dans l'atmosphère. Le cycle du soufre peut être résolu en trois cycles (fig. 4) : un cycle géologique, avec formation de H₂S et de COS par action sur la pyrite FeS₂ de H₂O et CO₂ respectivement, et deux cycles atmosphériques ; au cours du cycle atmosphérique lent, les produits de la décomposition photolytique de COS (S) et H₂S (HS), réagissant avec O₂ (provenant de la décomposition photolytique de CO₂), forment SO₂, la réaction thermochimique inverse se produisant à basse altitude ; au cours du cycle atmosphérique rapide, SO₂ forme SO₃ en réagissant avec O (produit de photolyse de CO₂) puis H₂SO₄ à partir de H₂O. La synthèse photochimique de H₂SO₄ a lieu au-dessus de 50 kilomètres puisque le flux ultraviolet solaire ne pénètre pas dans la troposphère. Les gouttelettes d' acide sulfurique forment une pluie et s'évaporent aux plus basses altitudes, avec transformation thermochimique inverse de H₂SO₄ en SO₂ et H₂O qui remontent, entraînés par la convection troposphérique, pour finalement reformer H₂SO₄, réamorçant ainsi le cycle. Ce mécanisme explique le maximum de vapeur d'eau enregistré vers 50 kilomètres d'altitude, la présence de composés chlorés, et non sulfurés, dans la partie inférieure de la couche nuageuse, et la décroissance observée des gaz soufrés au-dessus de 50-60 kilomètres d'altitude. Le SO₂ de l'atmosphère, réagissant avec la calcite CaCO₃ du sol, forme CaSO₄ avec régénération de la pyrite par action de FeO et CO₂ sur CaSO₄, bouclant ainsi le cycle géologique. Les abondances relatives de SO₂, COS et H₂S, encore controversées (Pioneer Venus ayant trouvé beaucoup plus de SO₂, les sondes soviétiques des quantités comparables), dépendent de l'intensité relative du cycle géologique et du cycle atmosphérique lent. L'existence de variations à long terme du SO₂ de 40 hectopascals environ et de certaines incohérences entre la composition du sol mesurée par les sondes Venera-13 et Venera-14 et la quantité de SO₂ présent dans la basse atmosphère suggèrent la possibilité d'un volcanisme actif, jouant le rôle de source épisodique de SO₂.

La composition atmosphérique entre 50 et 200 kilomètres peut être calculée à partir d'un modèle photochimique dont les constituants de base sont CO₂, H₂O, HCl et SO₂. Comme pour Mars se pose la question de la stabilité de l'atmosphère de CO₂. Sous l'influence du rayonnement ultraviolet solaire, photodissociant CO₂, il devrait se former assez rapidement du monoxyde de carbone CO et de l'oxygène O₂ en quantités importantes, ce qui n'est pas observé. La réponse réside probablement ici aussi dans l'action des produits de décomposition de l'eau (hydrogènes impairs H, OH, HO₂) qui réagissent avec CO pour reformer CO₂ avec, dans le cas de Vénus, un effet additionnel dû aux composés chlorés (Cl, ClO, ClO₂, COCl). Un autre résultat important est la prédiction d'une couche de O₂ entre 80 et 100 kilomètres. O₂ se forme à cette altitude essentiellement par action de ClO sur O, produit de photolyse de CO₂, l'action de COCl conduisant à sa destruction au-dessous de 90 kilomètres avec formation d'une dépression de O₂ entre 60 et 80 kilomètres. La quantité totale de O₂ entre 60 et 100 kilomètres est donc liée au cycle du chlore ; elle est d'autant plus importante que la destruction de O₂ par le chlore est inopérante. L'observation spectroscopique depuis la Terre permet de poser une limite supérieure sur la quantité de O₂, donc de dégager une efficacité minimale de l'action du chlore. L'hydrogène atomique, formé par photolyse de HCl, H₂O et recombinaison de HCO₂⁺ à haute altitude, s'échappe de l'atmosphère avec un flux de 10⁷ atomes par centimètre carré et par seconde, en partie par échange de charge H-H⁺ (60 p. 100), en partie par collision avec les atomes d'oxygène chauds formés par recombinaison dissociative de O₂⁺. Le taux d'échappement de O est de 3 × 10⁶ atomes par centimètre carré et par seconde. Les températures moyennes de la haute atmosphère étant très différentes côté jour (10 ⁰C) et côté nuit (— 150 ⁰C), la densité des constituants les plus lourds (CO₂, CO, O, N₂) est environ cent fois plus importante côté jour à 180 kilomètres d'altitude. L'effet de marée atmosphérique se traduit par un flot rapide du jour vers la nuit, entraînant les éléments légers (H, H₂, He), qui s'accumulent donc côté nuit, avec un enrichissement d'un facteur 100 à 1 000.

L'effet de marée thermique atmosphérique, qui se traduit par une répartition asymétrique de l'énorme masse gazeuse de l'atmosphère vénusienne soumise au gradient thermique jour-nuit (absorbant côté jour 95 p. 100 de la lumière solaire), a probablement joué un rôle déterminant dans l'établissement des caractéristiques orbitales actuelles de la planète. Très peu inclinée sur le plan de son orbite (2⁰), Vénus tourne sur elle-même en un temps extrêmement long, avec une période de 243 jours terrestres, et dans le sens rétrograde. En l'absence d'atmosphère, la force de marée solide, liée à l'action du champ gravitationnel solaire sur un corps asymétrique en rotation, avec génération d'un couple tendant à ralentir la rotation, aurait dû rapidement synchroniser la rotation et le mouvement orbital, la planète présentant toujours la même face au Soleil. Le fait que la rotation, bien que lente, ne soit pas synchrone, le jour vénusien étant de 117 jours terrestres, tient très probablement à l'existence d'un couple gravitationnel agissant sur le bourrelet généré par l'effet de marée thermique, couple qui est retransmis par frottement à la surface solide. Ce couple, s'exerçant dans le sens rétrograde, compense exactement le couple de marée solide, s'exerçant dans le sens direct (la planète tournant dans le sens rétrograde), avec maintien d'une rotation rétrograde résiduelle. Le fait que l'orbite de Vénus soit circulaire et l'axe de rotation quasi perpendiculaire au plan orbital, contrairement aux cas terrestre et martien, implique l'absence de saisons. L'apparente simplicité théorique qui semble résulter des conditions orbitales peu différenciées de Vénus a été démentie par l'observation à distance et l'exploration in situ, dont le stade ultime fut le largage en 1985, par les sondes d'atterrissage Vega, de deux ballons-sondes qui, dérivant à une altitude de 50 kilomètres sur une distance d'une dizaine de milliers de kilomètres, ont retransmis de nombreuses informations sur le système de vents. La dynamique de l'atmosphère de Vénus est en fait très complexe, essentiellement à cause de sa masse, entretenant un système de circulation atmosphérique atypique, encore assez mal compris.

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

La couche en rotation rapide est encadrée par deux régions aux régimes thermiques complètement différents :

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

– Dans la troposphère, au-dessous de 50 kilomètres d'altitude, le temps caractéristique de refroidissement est au contraire grand devant la durée du jour, l'énergie ne pouvant être évacuée que très difficilement sous forme radiative à cause de l'effet de serre. La différence entre les conditions régnant côté jour et côté nuit est donc très faible et, du fait de la symétrie cylindrique de révolution des gradients latitudinaux de température moyennés sur des périodes très supérieures au jour vénusien, l'échange de chaleur n'a pas lieu avec le point antisolaire mais avec le pôle. Il se crée probablement, comme sur la Terre, deux cellules de Hadley situées de part et d'autre de l'équateur. L'air chaud, s'élevant en régions tropicales, est transporté vers les pôles, où il redescend avant d'être réacheminé vers l'équateur. Sur la Terre, la cellule de Hadley n'atteint pas les pôles, la force de Coriolis, liée à la rotation rapide de la planète, créant à latitude moyenne une instabilité (instabilité barocline) responsable du système de cyclones et d'anticyclones qui assure le transport méridien aux latitudes moyennes.

Entre la cellule convective thermosphérique jour-nuit à haute altitude et la cellule convective troposphérique équateur-pôle à basse altitude, assurant la circulation de la chaleur des régions chaudes vers les régions froides, existe une large zone atmosphérique (de 30 à 90 kilomètres d'altitude), centrée sur la couche nuageuse, dont le régime thermique est complexe, contraint par des écoulements tout à fait différents à la base et à son sommet. C'est dans cette couche que prend place la super-rotation. La source de l'excès de moment angulaire peut être recherchée soit dans l'action de la planète solide, qui peut communiquer par frottement une partie de son moment angulaire rétrograde à l'atmosphère, soit dans l'action du Soleil exerçant un couple gravitationnel sur l'atmosphère rendue asymétrique par l'effet de marée thermique. Dans les deux cas, la question est de savoir par quels mécanismes le moment angulaire a pu être transporté de haut en bas (origine solaire) ou de bas en haut (origine planétaire). L'existence d'un régime de vent zonal stable suggère un équilibre entre flux de moment angulaire montants et descendants, mais également entre flux horizontaux vers les pôles et vers l'équateur assurant la redistribution du moment angulaire à toutes les latitudes. L'observation du déplacement d'hétérogénéités de la couche nuageuse suggère l'existence d'une cellule de Hadley localisée entre 50 et 70 kilomètres d'altitude, avec une vitesse du vent méridien au sommet des nuages (donc orientée vers le nord) de l'ordre de 10 kilomètres à l'heure. La plus grande partie de l'énergie solaire étant absorbée en haut des nuages, au lieu de l'être à la surface de la planète comme sur la Terre, la formation d'une cellule de Hadley à l'altitude des nuages n'a rien de surprenant. Des considérations théoriques prévoient l'existence dans la zone à 30-50 kilomètres, séparant la cellule à l'altitude des nuages de la cellule troposphérique, et à 70-90 kilomètres, juste au-dessous de la cellule jour-nuit thermosphérique, de cellules à circulation indirecte (branche ascendante aux pôles, descendante à l'équateur), assurant la transition entre les cellules à circulation directe. L'analyse du profil vertical de température montre par ailleurs la stabilité thermique de chacune de ces deux régions. La circulation méridienne serait donc assurée par un système fortement stratifié consistant en un empilement de cellules convectives directes et indirectes (fig. 6).

La question du maintien de la super-rotation n'est pas résolue. L'effet de la turbulence à petite échelle devrait être d'acheminer le moment angulaire vers le bas, avec uniformisation rapide du vent zonal avec l'altitude. Il faut donc imaginer un processus de transport ascendant compensant le transport descendant turbulent, la circulation méridienne avec élévation des masses d'air chaud en région tropicale constituant la meilleure explication. Les ondes planétaires, dont la structure sombre en forme de Y couché apparaissant avec une période de 4,2 jours constitue sans doute l'une des manifestations, pourraient également participer au transport vertical dans certaines couches atmosphériques. Cependant, l'effet de la circulation méridienne devrait être également de transporter du moment angulaire vers le nord, diminuant l'intensité du vent zonal en région équatoriale, ce qui n'est pas observé. Il faut donc admettre que la turbulence horizontale à grande échelle, liée à l'instabilité barotrope du vent zonal ou au développement des vents de marée thermique, transporte du moment angulaire vers l'équateur, homogénéisant la circulation zonale ; mais un tel transport n'a pas encore été observé. Une autre difficulté tient à l'existence de cellules à circulation indirecte, avec inversion du sens de transport méridien (du haut vers le bas à l'équateur). L'observation infrarouge de la planète montre une inversion de température au-dessus du pôle Nord, avec un collier sombre entre 53⁰ et 70⁰ de latitude traduisant un abaissement de la température et une structure claire dipolaire de dimension caractéristique 1 000 kilomètres en rotation rapide (période de 2,7 jours), centrée sur le pôle et présentant un excès de température de 50 kelvins environ par rapport aux régions équatoriales. Ce phénomène est dû à un abaissement de la couche nuageuse d'environ 15 kilomètres, probablement lié à la super-rotation.

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