Roche Mère Acide

Roche Mère Altération

Illite, smectite-Al Minéraux secondaires

Keywords:

The planet Mars has experienced an era during which water was stable in its liquid state. In addition to morphological evidence for aqueous activity, the chemical interaction of water with the basaltic crust has led to the formation of hydrated clays and salts both on the surface and at depth. These hydrated minerals were first detected on the surface of Mars in 2004 with the OMEGA near infrared imaging spectrometer, onboard European probe Mars Express. Their study allows us to piece together the aqueous activity on Mars and to better understand an early era when the environment may have been conducive to prebiotic chemistry. This work focuses on the aqueous environments on Mars by coupling mineralogy data from the spaceborne imaging spectrometers OMEGA/Mars Express and CRISM/Mars Reconnaissance Orbiter to the surface morphology. The development of new data processing and analysis tools have led to the detection and spectral inquiry of over a thousand hydrated mineral exposures on Mars, thus providing a broad view of the aqueous alteration. The latter mostly took place during the Noachian era and formed primarily iron-magnesium bearing phyllosilicates of the vermiculite and smectite groups. In addition, great mineral diversity is found, implying varied geo-chemical formation conditions. Placed in their geological context, these detections show the likely existence of a past hydrological cycle on Mars which sustained a clay cycle similar to Earth's. It was also found that impact craters are the most common morphological context for these minerals, although the link between them remains unclear. The discovery of a clay cycle on Mars bodes well for the past habitability potential on Mars, but will need to be verified through in-situ exploration.

Résumé

La planète Mars a connu une période où l'eau liquide était durablement stable. Outre les vestiges morphologiques d'une activité hydrologique en surface, l'interaction chimique de l'eau avec la croûte basaltique s'est traduite par la formation d'argiles et de sels hydratés en surface et en profondeur. Ces minéraux hydratés ont été détectés à la surface de Mars en 2004 grâce à l'instrument OMEGA, l'imageur hyperspectral infrarouge proche embarqué sur la sonde européenne Mars Express. Leur étude permet de reconstruire l'histoire de l'activité aqueuse sur Mars et de caractériser une période ancienne où l'environnement a pu être favorable à l'apparition d'une chimie pré-biotique. Ce travail de thèse s'intéresse aux environnements aqueux de Mars en couplant les données minéralogiques des imageurs hyperspectraux embarqués OMEGA/Mars Express et CRISM/Mars Reconnaissance Orbiter avec la morphologie. De nouveaux outils de traitement et d'analyse des données sont développés et ont permis la détection et la caractérisation spectrale de plus d'un millier de dépôts de minéraux hydratés sur Mars, fournissant une vue d'ensemble de l'altération. Celle-ci a eu lieu principalement dans la première partie du Noachien et a surtout formé des phyllosilicates ferro-magnésiens de la famille des vermiculites et smectites. Une importante diversité minérale est par ailleurs constatée avec une dizaine de familles minérales différentes, traçants des conditions géo-chimiques variées. Placés dans leur contexte géologique, certaines détections permettent de proposer l'existence passée d'un système hydrologique sur l'ensemble de la planète qui a donné naissance à un cycle des argiles similaire au cycle terrestre. Il apparait par ailleurs que les cratères d'impact sont le contexte privilégié des minéraux hydratés, mais le lien entre ces derniers et les processus d'impact demeure ambigu. La découverte d'un cycle des argiles est compatible avec l'hypothèse d'une planète potentiellement habitable au Noachien mais qui devra être vérifiée par l'exploration in-situ. 1.1 Géologie et minéralogie des minéraux hydratés Mg. Pour une altération faible, les assemblages résultants seront différents mais cette différence s'estompe dès que le lessivage devient important. Vue la composition mafique (basique) de Mars (McSween et al., 2009), on s'attend à un assemblage dominé par la vermiculite, saponite, chlorite, kaolinite et des oxides ferriques (voir figure 1.4).

MARS

proportion

Introduction

Durant le premier milliard d'années suivant sa formation, Mars a connu des conditions environnementales qui ont permis à l'eau liquide d'exister et de s'écouler en surface et en profondeur.

Cette activité hydrologique présente des vestiges qui sont inscrits à la fois dans la morphologie et la composition minéralogique de la surface de Mars, de part l'interaction chimique et physique de l'eau avec la croûte basaltique. Ces deux aspects de l'altération aqueuse nous sont accessibles par l'observation orbitale et in-situ, notamment au moyen d'instruments d'imagerie et de spectro-imagerie infrarouge proche. Les produits de l'altération chimique de la roche en milieu aqueux sont principalement les argiles et sels hydratés (phyllosilicates, sulfates, carbonates et autres). Les spectro-imageurs orbitaux OMEGA (Mars Express) et CRISM (Mars Reconnais-sance Orbiter) nous permettent de les identifier, cartographier et d'en déterminer l'abondance à la surface de Mars. Inscrits dans leur contexte morphologique, ces minéraux nous renseignent sur l'environnement de surface et sub-surface dans lequel ils se sont formés ou transformés.

L'étude des minéraux hydratés sur Mars a été rendue possible par l'arrivée de l'instrument OMEGA en 2004. Au cours des années suivantes, et secondé par l'arrivée de l'instrument CRISM, une dizaine de minéraux hydratés différents ont été identifiés puis cartographiés en quelques dizaines de sites sur Mars, majoritairement dans les hauts terrains noachiens de l'hémisphère sud. Lorsque commençait ce travail de thèse, quatre sites majeurs (Mawrth Vallis, Nili Fossae, Meridiani Planum et Valles Marineris) présentant des dépôts extensifs de minéraux hydratés avaient été analysés de façon approfondie, et seul un nombre restreint d'autres sites à la composition et au contexte très divers avaient été identifiés ailleurs. Ces observations ont permis d'élaborer en 2006 une première chronologie générale de l'altération martienne. Mars aurait connu une première ère restreinte dans le temps durant laquelle les phyllosilicates se sont formés (Phyllosien) et nécessitant que de l'eau liquide soit durablement stable en surface ou sub-surface. A suivi une ère plus acide et aride (Theiikien) durant laquelle l'altération est dominée par la précipitation de sulfates hydratés. Enfin, les 3 derniers milliards d'années étaient essentiellement anhydres (Sidérikien).

Ce paradigme de l'altération martienne n'a pas été infirmé au cours des années suivantes avec l'accumulation de nouvelles données et l'identification de quelques nouveaux sites présentant des minéraux hydratés. Ces nouveaux dépôts n'avaient pas été analysés de façon approfondie, il apparaissait alors la nécessité d'une approche à la fois plus globale et plus détaillée, afin de mieux contraindre d'une part l'étendue spatiale et temporelle de l'altération et d'autre part de mieux comprendre les processus géologiques de formation. Notre approche a consisté à rechercher de nouveaux dépôts hydratés sur l'ensemble de la planète, en menant systématiquement une analyse spectrale tout en essayant de contraindre leur contexte géologique à partir d'imagerie haute résolution. Sur Terre, l'apparition d'une chimie organique complexe conduisant au royaume du vivant est indissociable de l'eau liquide. Ainsi, comprendre les premiers environnements aqueux de Mars peut ouvrir des perspectives sur l'évolution biotique sur Mars mais est aussi un moyen d'étudier notre propre planète dans sa période pré-biotique. Au sein de ce cadre général s'inscrivent des problématiques plus concrètes auxquelles ce travail de thèse cherche à apporter des éléments de réponse : quelle est la distribution globale des minéraux hydratés sur Mars ? Quels sont les contextes principaux des détections (âge, composition chimique, contexte morphologique) et sont ils très divers ? Les quatre sites d'altération majeure sont ils représentatifs de l'altération globale de Mars ? Au travers de ces questions on tente de mieux comprendre quelles étaient les conditions géo-chimiques des milieux d'altération martiens, dont certains ont peut être permis le développement d'une chimique organique complexe.

Le premier chapitre propose un tour d'horizon des différents aspects des minéraux issus de l'altération aqueuse, dits minéraux hydratés. Sont présentées de brèves synthèses de leurs mécanismes de formation, structure et de la géologique terrestre des milieux dans lesquels ils

Les minéraux hydratés

Ce chapitre introduit les concepts fondamentaux relatifs à l'étude de la minéralogie et géologie des minéraux hydratés sur Terre et sur Mars. Un bref tour d'horizon de l'histoire géologique de Mars est présenté afin de fournir un cadre général aux nouvelles détections.

Géologie et minéralogie des minéraux hydratés

Cette section n'a pas pour ambition de résumer l'ensemble de la géologie et minéralogie des milieux d'altération mais d'en fournir un bref tour d'horizon, en insistant sur les processus d'altération de roches basaltiques. Il sera principalement question des phyllosilicates, mais également de zéolites et sulfates qui sont les minéraux hydratés les plus couramment identifiés sur Mars. La géologie des argiles provient essentiellement des ouvrages suivants : [START_REF] Velde | Introduction to clay minerals : chemistry, origins, uses, and environmental significance[END_REF][START_REF] Velde | Origin and Mineralogy of Clays : Clays and the Environment[END_REF], Meunier, 2000 et Nagel. 1.1.1 Altération de la roche par l'eau liquide : principes généraux L'altération aqueuse des roches est de deux natures, physique et chimique. L'altération physique regroupe les processus qui fracturent les roches, les transportent sous forme de grains, les accumulent, les compactifient etc. Les réseaux fluviaux et basins sédimentaires sont les exemples les plus saillants qui sont par ailleurs observés sur Mars. L'altération chimique induit des modifications à l'échelle du cristal, à la fois de composition chimique et de structure cristalline. • feuillet tetraèdrique T. La charpente est engendrée par des oxygènes O 2-. Au centre de chaque tétraèdre se trouve un site cat-ionique occupé par Al 3+ et surtout Si 4+ . Les rayons ioniques des autres espèces est trop grand pour qu'ils puissent occuper ces sites. La maille élémentaire est pavée par 4 tétraèdre qui sont reliés entres eux par la mise en commun de 3 oxygènes sur 4, l'oxygène libre, apical, pointe toujours dans la même direction. Sa formule élémentaire est SiO 4- 4 ou AlO 5- 4 .

• feuillet octaédrique O. La charpente est engendrée par des O 2-ou hydroxydes OH -. Les sites cat-ioniques sont occupés par 4 types de cat-ions possibles, par ordre décroissant de rayon ionique : Mg 2+ , Fe 2+ , Fe +3 , Al 3+ . Les autres cat-ions ont des rayons ioniques trop importants. La maille est pavée par 6 octaèdres reliés entre eux par la mise en commun de leurs 6 sommets O ou OH. On parle de structure tri-ou di-octaédrique lorsque 3 sites sur 3 ou 2 sites sur 3 sont occupés par des cat-ions. Un site sur 3 est toujours vacant lorsque les deux autres sont occupés par Al 3+ . Sa formule élémentaire est (Mg x ,Fe y ,Al z , )(OH) 6 . Il existe des argiles de structure proche des phyllosilicates que l'on assimilera comme tels. Il s'agit de silicates à canaux (sépiolites et palygorskite) qui possèdent des cavités rectangulaires de dimension infinie dans lesquelles cations et eau interstitielle (eau zéolitique) sont stockées.

Les zéolites ont une structure semblable.

Les défauts cristallins sont de deux types, inter-croissance et inter-stratification. Les minéraux inter-stratifiés ('I/S') ont des cristaux formés d'un empilement régulier ou aléatoire de couches de minéraux différents. Ils sont en général expansibles et ont également une grande variabilité chimique par substitution cationique. Ils peuvent parfois indiquer un changement de stabilité thermodynamique et sont alors des minéraux de transition continue entre deux environnements.

Certains sont pourtant considérés comme des minéraux à part entière qui existent dans un type d'environnement bien défini. Ils sont difficiles à discerner d'une inter-croissance et même d'un mélange spatial entre minéraux en fonction des instruments utilisés. Ils sont très fréquents sur Terre Table 1.1 -Principaux groupes de phyllosilicates : kaolins (kaolinite, halloysite), serpentines (lizardite, crysotile), smectites (montmorillonite, beidellite, nontronite, hectorite, saponite), vermiculites, micas (illite, glauconite, biotite) et chlorites (clinochlore). x correspond à la charge de l'inter-couche et c l'espace basal.

Géologie terrestre des milieux d'altération

Les argiles et sels naissent de dissolution et précipitation d'une solution ionique à partir d'une roche mère. Il passent en général par plusieurs stades de précipitations successives formant des précurseurs méta-stables avant d'arriver à l'état final. Les argiles sont par ailleurs considérés comme en constante évolution thermodynamique. Quelque soit le milieu géologique considéré, ce qui conduit à la formation de tel ou tel argile se joue à l'échelle de la roche, notamment :

-composition de la roche mère : de quels cations et anions de roches silicatées vont-ils se nourrir ? Une roche ultra-basique ne fournie pas les mêmes cations qu'une roche felsique par exemple.

-quantité de fluide, appelé rapport roche-sur-eau "W:R". La précipitation dépend de l'état de sur-saturation de la solution ionique et donc de la quantité d'eau présente par rapport aux matériaux parents. Si le fluide circule, l'eau sera renouvelée et la réaction pourra continuer, alors qu'elle va saturer dans un milieux clos : l'état ouvert/fermé (typiquement surface/profondeur) du système est très important.

-température x temps : la cinétique des argiles est très lente, la synthèse d'argile à température ambiante nécessite des dizaines d'années voir plus, la température accélère significativement la réaction (loi d'Arrhenius) mais peut également la modifier.

-pH de la solution : l'activité H + aura une incidence forte sur les réactions de dissolution et précipitations permises.

Les diagrammes de phase (P,T,pH,a[Si],a[SO 4 ] etc.) fournissent des garde-fous mais sont établis à l'équilibre thermodynamique sans prise en compte de la cinétique. On ne peut se fier uniquement à eux pour interpréter la géochimie des milieux de formation/transformation des argiles trouvés sur Mars. On doit avoir recours à la géologie terrestre comparative qui fournit les espèces les plus probables et abondantes en fonction du contexte géologique. Les facteurs de (trans-)formation décris ci-dessus sont couplés et chaque contexte géologique/géochimique défini 1.1 Géologie et minéralogie des minéraux hydratés l'état de départ du système. Le grand nombre de paramètres est source d'une grande diversité minérale.

Les minéraux hydratés sont soit détritiques (formés ailleurs), authigéniques (formés in-situ) ou une combinaison des deux (transformés pendant leur transport d'une région source à leur région de dépôt). Sur Terre, on distingue 6 contextes géologiques majeurs :

• Altération supergène (ou weathering de surface, pédogénèse).

• Dépôt sédimentaires détritique.

• Dépôt sédimentaire authigénique.

• Diagénèse par compaction/enfouissement (burial diagenesis) .

• Métamorphisme.

• Altération hydrothermale. -En milieu humide : Les produits de dissolution sont emportés vers les basses topographies d'où elles précipiteront. Lorsqu'un sol est altéré, la solution ionique résultante sera appauvrie en éléments constitutifs des minéraux secondaires et enrichie en ceux faiblement liés. Les argiles sont à leur tour soumis à l'altération supergène, et les premiers cations évacués sont Ca et Mg car faiblement liés. Cette solution précipitera à distance dans des dépressions en formant des sels (sulfates, carbonates, chlorides etc.). Ceux-ci seront enrichis préférentiellement en Ca et Mg.

-En milieu aride : le flux de précipitation est proche du flux d'évaporation : la solution n'a pas le temps de se déplacer horizontalement sur de longues distances. Les sels précipiteront à proximité de la roche altérée (riche en argile), en surface ou proche de la surface.

-En sub-surface, il n'y aura de transport possible qu'à des échelles << mètre, ce qui empêchera la ségrégation ionique en solution et peu de sels seront formés. En résumé, l'altération supergène produit des assemblages de minéraux variés mais qui suivent tous la même tendance gouvernée par la composition cationique, dans l'ordre approximatif de lessivage : Na,Ca,Mg,K,Fe 2+ ,Fe 3+ ,Al et Si. Les assemblages secondaires tracent des conditions d'altération dégénérées : long et faible vs. court et intense. 1.1 Géologie et minéralogie des minéraux hydratés 1.1.3.3 Diagénèse d'enfouissement (burial diagenesis) Ce processus est intimement lié aux dépôts sédimentaires. Il n'y a pas de frontière précise entre diagénèse et métamorphisme. On considère que les processus de diagénèse se produisent à des températures typiquement < 300 ˚C, i.e. dans les premiers km de dépôts sédimentaires. -Formation de minéraux inter-stratifiés à partir de smectites : I/S smectite-chlorite (corrensite), I/S chlorite-vermiculite et chlorite à plus haute température (T > 100 ˚C). I/S illite et kaolinites sont également des produits possibles à plus basse température.

-Formation de minéraux riches en silice à partir de verre basaltique : silice hydratée (opale) à basse température mais surtout zéolites. Ces derniers se trouvent dans la partie supérieure du basin (zéolites alcalins de basse température) ou inférieure (zéolites calciques de haute température, l'analcime marquant la frontière avec le métamorphisme de bas grade au delà de 200 ˚C).

L'érosion va permettre d'ouvrir des fenêtres dans ces basins profonds où plusieurs horizons minéralogiques seront observés. -Échelle du dépôt, de la strate (cm -km). Fourni le contexte géologique et parfois stratigraphique dans lequel s'inscrit le dépôt minéral. Ceci est fait in-situ ou par télé-détection à la fois sur Terre et Mars.

-Échelle de la roche (cm-mm). L'assemblage des grains ou fractures de la roche et fournit des informations sur le mode et degré d'altération, de transport, de dépôt, etc. Ceci est fait par imagerie/microscopie sur Mars et en laboratoire.

-Échelle du grain/du cristal (∼ µm). La structure macroscopique des cristaux peut donner des informations sur leur nature. La microscopie à balayage (MEB) est nécessaire mais en raison des contraintes de poids et taille, elle n'est pas disponible sur Mars.

-Échelle de la structure cristalline individuelle (∼ 10-100 Å). Elle est obtenue par diffraction de rayons X (DRX ou XRD). Elle est disponible sur Terre et bientôt sur Mars.

-Échelle de la composition élémentaire (∼ Å, cations des phyllosilicates par exemples).

Elle s'obtient également par DRX mais également par d'autres instruments tels les spectromètres de masse ou mossbauer.

La figure 1.10 résume les différentes échelles et les instruments utilisés pour leur détection (bleu).

En noir sont annotés les instruments disponibles pour l'étude des minéraux martiens, depuis l'orbite ou in-situ. (Michalski et al., 2010).

Spectroscopie visible-infrarouge proche.

Cette partie du spectre est plus appropriée pour l'étude des minéraux hydratés de part la faible contribution thermique et l'absence de contamination spectrale de silice anhydre (spectre plat dans cette région). Un désavantage toutefois : à la différence de l'IR moyen, il est impossible de détecter des sels anhydres ou de différencier aisément plusieurs sels hydratés. La force de la spectroscopie infrarouge proche est illustrée historiquement par le fait que l'instrument OMEGA a détecté sans ambiguïté sulfates et phyllosilicates seulement quelques mois après sa mise en orbite, alors que TES, pourtant déjà actif depuis 8 ans, n'avait toujours pas apporté de preuve tangible. TES à toutefois permis la découverte d'hématite (F e 2 O 3 ) qui constituait une preuve indirecte d'altération chimique de roche basaltique par de l'eau liquide [START_REF] Christensen | Global mapping of Martian hematite mineral deposits : Remnants of water-driven processes on early Mars[END_REF]. La section suivante est entièrement consacrée à la spectroscopie infrarouge proche, gamme spectrale utilisée par OMEGA, CRISM et le futur spectro-imageur IR proche in-situ, [START_REF] Clark | High spectral resolution reflectance spectroscopy of minerals[END_REF][START_REF] Bishop | Infrared spectroscopic analyses on the nature of water in montmorillonite[END_REF], Bishop et al., 2002a, Bishop et al., 2002b[START_REF] Goryniuk | The reflectance spectra of opal-A (0.5-25 µm) from the Taupo Volcanic Zone : Spectra that may identify hydrothermal systems on planetary surfaces[END_REF][START_REF] Cloutis | Detection and discrimination of sulfate minerals using reflectance spectroscopy[END_REF]et Bishop et al., 2008. On en fournira un bref résumé ici.

Les minéraux hydratés ont en commun la présence soit de molécules d'eau et/ou de groupes hydroxydes OH -. Ces deux éléments vont dominer le spectre infrarouge-proche. L'eau liquide et cristalline possède trois transitions vibrationnelles fondamentales d'étirement (stretch) symétrique, asymétrique et de pliage (bend ), respectivement :

ν 1 H 2 O ∼ 2.74µm, ν 3 H 2 O ∼ 2.66µm et δ 2 H 2 O ∼ 6.
27µm qui présente une harmonique à 3.13µm. La position fine de ces transitions varie dans le cristal lorsque plusieurs molécules d'eau sont liées entre elles par liaisons H et lorsque la présence de cations va perturber la polarité de la molécule. L'anion hydroxyde ne possède qu'une transition de stretching, théoriquement à ν OH ∼ 2.78µm. En pratique, dans un minéral (et particulièrement les phyllosilicates) ce fondamental pourra varier entre ∼ 2.67 et 2.94 µm.

Le tableau 1.2.2.1.4 résume les différents types de transitions et leur position. Ce sont les harmoniques et combinaisons de ces fondamentaux que l'on observe dans la partie [0.9 -2.6] µm du spectre, dont on verra qu'elle est la plus utilisée. Ces dernières sont théoriquement un à deux ordres de grandeur plus faibles que les fondamentaux, mais des effets notamment de taille de grains couplés à la réflectance vont permettre d'avoir des bandes fortes < 2.6 µm.

La structure tout autant que la composition chimique définie le spectre infrarouge des minéraux hydratés. On peux les séparer en quatre grandes classes : -RELAB (Reflectance Experiment LABoratory, NASA/Brown, http :// www.planetary.brown.edu/ relab/ ) régulièrement mise à jour en particulier par des membres de l'équipe CRISM (J.

1.2.
Mustard, B. Ehlmann, J. Bishop) -USGS Digital Spectral Library (Clark, R.N. et al. (2007), USGS, http :// speclab.cr.usgs.gov/ spectral-lib.html ) -Planetary Spectroscopy Facility [START_REF] Cloutis | Stability of hydrated minerals on Mars[END_REF], University of Winnipeg, http :// psf.uwinnipeg.ca/ Sample Database.html ) On complète ces bibliothèques au cas par cas par des spectres provenant d'études de phyllosilicates dans des environnements particuliers (après chauffage etc.).

Influence de l'environnement sur les spectres de minéraux hydratés

Les spectres IR proche de minéraux hydratés sont parfois difficiles à interpréter en raison des substitutions cat-ioniques et de certaines bandes d'absorptions dégénérées (notamment sels hydratés et sulfates). A ceci s'ajoutent d'autres sources de variabilité spectrale : [START_REF] Spohn | Mantle differentiation and thermal evolution of Mars, Mercury, and Venus[END_REF], entre 4.2 et 4.5 Ga [START_REF] Nyquist | Ages and Geologic Histories of Martian Meteorites[END_REF][START_REF] Werner | The early martian evolution -Constraints from basin formation ages[END_REF]. Sa composition globale est basaltique, comme cela a été déterminé de façon indépendante par divers instruments orbitaux et in-situ (McSween et al., 2009, Nimmo andTanaka, 2005 et références incluses). Il n'existe pas de roches en surface datant de cette période, les plus anciennes datant de ∼ 4.08 Ga et il n'est pas possible de dater ces terrains dont le taux de cratérisation dépasse la courbe de saturation. Cette période est définie comme précédente à l'impact d'Hellas (∼ 4.08-4.11 Ga : Frey, 2006[START_REF] Werner | The early martian evolution -Constraints from basin formation ages[END_REF], le vestige morphologique majeur serait la dichotomie crustale (Frey et al., 2002[START_REF] Frey | Impact constraints on and a chronology for major events in early Mars history[END_REF]. Les autres structures ont été effacés par >4 Ga de processus endogène et exogènes de recyclage des roches de la croûte. Cette période était marquée par une activité volcanique intense et un flux géothermique maximal. Le dôme volcanique de Tharis aurait pu se former entre le pré-Noachien et le EN (Werner, 2009, Arkani-Hamed, 2009). De nombreux basins d'impacts (la vingtaine visible ou les dizaines présumés) datent de cette époque ou marquent la frontière avec le Noachien [START_REF] Werner | The early martian evolution -Constraints from basin formation ages[END_REF][START_REF] Frey | Ages of very large impact basins on Mars : Implications for the late heavy bombardment in the inner solar system[END_REF]. La figure 1.17 résume l'histoire géologique de Mars. [START_REF] Wood | Measured Mass-Loss Rates of Solar-like Stars as a Function of Age and Activity[END_REF]. Malgré la présence d'une magnétosphère protectrice , le soleil jeune a été responsable d'un flux de perte important en atomes neutres et molécules (C,O,CO,CO2), en seulement quelques centaines de Ma [START_REF] Kulikov | A Comparative Study of the Influence of the Active Young Sun on the Early Atmospheres of Earth, Venus, and Mars[END_REF]. De plus, les différentes sources de perte font que l'atmosphère initiale était sans doute de composition différente de celle actuelle (notamment en éléments légers). La pression de surface initiale n'a pas pu être estimée avec certitude mais les nouveaux modèles indiquent, du fait de la perte rapide en éléments neutres, que l'atmosphère au Noachien était beaucoup moins dense (< 1 bar) que prévue auparavant (1-5 bar : Pollack et al., 1987, Craddock andHoward, 2002) et que celle-ci n'a pu se constituer que vers 4 Ga après que le flux XUV solaire ai sensiblement diminué. La période de stabilité de l'eau liquide à la surface de Mars n'a peut être été qu'intermittente et restreinte dans le temps. A ceci s'ajoute l'érosion de l'atmosphère par impacts (particulièrement au LHB et au pré-Noachien), difficile à estimer mais qui aurait pu contribuer à la perte d'atmosphère à hauteur de 90 % [START_REF] Brain | Atmospheric loss since the onset of the Martian geologic record : Combined role of impact erosion and sputtering[END_REF].

Une atmosphère peu dense sur l'ensemble de l'histoire de Mars n'exclut pour autant pas des épisodes transients où des forçages ont pu modifier la pression et température de l'atmosphère, à la suite par exemple d'impacts importants ou d'épisodes de volcanisme intense [START_REF] Segura | Environmental Effects of Large Impacts on Mars[END_REF][START_REF] Johnson | Sulfur-induced greenhouse warming on early Mars[END_REF].

La composition atmosphérique de la Terre, [START_REF] Pollack | The case for a wet, warm climate on early Mars[END_REF]. 1.3.1.1.3 Perte du champ magnétique. Mars possédait une magnétosphère engendrée par une dynamo forte d'intensité comparable à la magnétosphère terrestre actuelle. Ce résultat provient à la fois de modèles géophysiques, d'observations du champ rémanent [START_REF] Langlais | Crustal magnetic field of Mars[END_REF]) et de l'étude de la magnétisation d'une météorite martienne [START_REF] Weiss | Paleointensity of the ancient Martian magnetic field[END_REF]. Elle se serait mise en place rapidement, au cours des premières centaines de Ma et aurait disparue entre le milieu et la fin du Noachien (entre 4. 1 et 3.7 Ga, Acuna et al., 1999[START_REF] Lillis | Demagnetization of crust by magmatic intrusion near the Arsia Mons volcano : Magnetic and thermal implications for the development of the Tharsis province, Mars[END_REF][START_REF] Langlais | A polar magnetic paleopole associated with Apollinaris Patera, Mars[END_REF]. La cause de l'arrêt rapide de la dynamo est inconnue, elle a pu être multi-factorielle. L'arrêt de la dynamo a pu entrainer une augmentation de l'échappement atmosphérique par sputtering mais les modèles atmosphériques montrent que celle-ci était vraisemblablement déjà peu dense même en présence de magnétosphère. .20). Les études récentes (Fassett and Head, 2008a, Fassett and Head, 2011, Hynek et al., 2010, Irwin et al., 2005, Howard et al., 2005, Bouley et al., 2009) s'entendent à peu près toutes :

-Les vallées dendritiques sont d'origine fluviale et datent du Noachien moyen au EH, avec une activité qui semble accrue à la frontière LN/EH [START_REF] Irwin | Topographic influences on development of Martian valley networks[END_REF]. Les processus de re-modelage de la surface ne permettent pas d'estimer l'activité fluviale au EN.

-L'activité fluviale a fortement décliné à l'Hespérien. Il subsiste toutefois quelques réseaux fluviaux d'âge Hespérien (Bouley et al., 2010, Fassett andHead, 2007) à Amazonien (Dickson et al., 2009) mais ils semblent avoir été formés à la suite de conditions locales exceptionnelles. On trouve plus fréquemment de long réseaux fluviaux qui ont été actifs au Noachien puis ré-activés temporairement au LN/EH [START_REF] Bouley | Fluvial morphology of Naktong Vallis, Mars : A late activity with multiple processes[END_REF], Jaumann et al., 2010).

-Leur origine nécessite pour fermer le cycle hydrologique des précipitations en surface (pluie ou neige). Des processus de sub-surface (sapping, upwelling) ont eu lieu mais ne suffisent pas à expliquer la présence des réseaux, particulièrement aux hautes altitudes. Les réseaux sont gouvernés par la topographie.

-On trouve des réseaux matures, d'ordre élevé, pouvant atteindre des longueurs de plusieurs milliers de km (Naktong Valley atteint par exemple ∼ 4700 km). Les ordres et débits calculés évoquent un climat comparable à des régions arides sur Terre.

-Les paléo-lacs identifiés semblent avoir été généralement alimentés par des réseaux fluviaux. D'autres pourraient être la conséquence de résurgence de nappe phréatique (Wray et al., 2011) -L'activité fluviale a pu être épisodique et de courte durée (Kraal et al., 2008) Mars (ex : Baker et al., 1991[START_REF] Parker | Coastal geomorphology of the Martian northern plains[END_REF][START_REF] Carr | Oceans on Mars : An assessment of the observational evidence and possible fate[END_REF][START_REF] Boyce | Ancient oceans in the northern lowlands of Mars : Evidence from impact crater depth/diameter relationships[END_REF], di Achille and Hynek, 2010). La tâche est difficile car bien qu'en sachant que la topographie Noachienne (après l'emplacement de la dichotomie crustale) était déjà proche de celle actuelle (ex : Frey et al., 2002), de nombreux processus de re-modelage ont eu lieu depuis et ont effacé les indices morphologiques et minéralogiques (ex : [START_REF] Rodríguez | Late Hesperian plains formation and degradation in a low sedimentation zone of the northern lowlands of Mars[END_REF], Tanaka et al., 2003, Tanaka et al., 2005[START_REF] Head | Northern lowlands of Mars : Evidence for widespread volcanic flooding and tectonic deformation in the Hesperian Period[END_REF], Kreslavsky and Head, 2006) de l'atmosphère martienne primitive [START_REF] Lammer | UV transit observations of EUV-heated expanded thermospheres of Earthlike exoplanets around M-stars : testing atmosphere evolution scenarios[END_REF][START_REF] Kulikov | A Comparative Study of the Influence of the Active Young Sun on the Early Atmospheres of Earth, Venus, and Mars[END_REF] -labourage des premiers km de la croûte qui efface ou dilue les signatures de minéraux hydratés par mélange avec le régolite anhydre -création accrue de minéraux hydratés en sub-surface par hydrothermalisme grâce à la chaleur d'impact libérée en profondeur dans la croûte (ex : Newsom, 1980, Abramov andKring, 2005) -création accrue de minéraux hydratés en surface par changement des conditions atmosphériques [START_REF] Segura | Environmental Effects of Large Impacts on Mars[END_REF].

-modification de la structure (par choc) et composition (par re-crystallisation) des minéraux hydratés présents avant l'impact Le LHB a donc pu avoir des rôles contradictoires sur les minéraux hydratés.

Volcanisme

Le LN/EH a connu une période d'activité volcanique accrue possiblement en conséquence de panaches mantelliques, eux-même une conséquence possible de la cessation de la dynamo (Werner, 2009). La dernière période d'activité volcanique majeure sur Mars a eu lieu vers 3.6

Ga, soit après l'ère de formation des argiles mais contemporaine de la formation des sulfates.

Environ 30 % de la surface de Mars a été recouverte de plaines volcaniques à l'Hespérien [START_REF] Head | Northern lowlands of Mars : Evidence for widespread volcanic flooding and tectonic deformation in the Hesperian Period[END_REF] Épaisseur (m) (Tosca and Knoll, 2009).

-La nappe phréatique est diminuée car la quantité d'eau disponible est globalement plus faible. Elle n'intersecte plus la surface qu'en de rares endroits, où la topographie le permet.

Lorsque cela se produit, l'eau des nappes dont le long trajet l'a enrichie en sels sourdre mais ne s'écoule plus comme auparavant. Les conditions de surfaces font que l'eau interagit avec les roches en surface dans un contexte évaporitique favorisant notamment la formation de sulfates. On trouve justement ces sulfates dans des régions prédites par la topographie, notamment dans Valles Marineris (Roach, 2009) et Arabia Terra (Wiseman et al., 2010). Les dépressions les plus profondes (cratères) seraient d'abord remplies puis les basins topographiques (Andrews-Hanna et al., 2010, voir figure 1.22). Cette hypothèse est corroborée par les observations de sédiments riches en sulfates dans les cratères d'Arabia

Terra, puis de Meridiani Planum. A noter qu'ils sont également détectés dans un contexte similaire dans Gale cratère (Milliken et al., 2010), de l'autre côté de la planète. L'eau chargée en sels interagirait avec l'atmosphère oxydante pour donner un milieu acide [START_REF] Hurowitz | Origin of acidic surface waters and the evolution of atmospheric chemistry on early Mars[END_REF], ce qui est constaté dans les assemblages minéralogiques évaporitiques et qui seront abordés plus tard.

-Un changement brutal d'obliquité [START_REF] Laskar | Long term evolution and chaotic diffusion of the insolation quantities of Mars[END_REF] [START_REF] Carr | Formation of Martian flood features by release of water from confined aquifers[END_REF][START_REF] Carr | Channels and valleys on Mars : cold climate features formed as a result of a thickening cryosphere[END_REF], Malin and Edgett, 2000). Sinus Meridiani [START_REF] Christensen | Detection of crystalline hematite mineralization on Mars by the Thermal Emission Spectrometer : Evidence for near-surface water[END_REF] interprété comme un produit de précipitation dans un contexte évaporitique (type playa). Cette détection demeura jusqu'en 2005 la seule preuve indirecte tangible d'interaction chimique eau liquide-roche à la surface de Mars.

En 2005 ont été détectés grâce à l'instrument OMEGA à la fois des phyllosilicates (nontronite et montmorillonite : Poulet et al., 2005) et des sulfates hydratés (Gendrin et al., 2005), ces derniers ont été détectés de façon concomitante (et indirecte) in-situ par le MER Opportunity à Sinus Meridiani [START_REF] Grotzinger | Stratigraphy and sedimentology of a dry to wet eolian depositional system, Burns formation, Meridiani Planum[END_REF].

La cartographie globale des minéraux hydratés sur Mars réalisée peu après [START_REF] Poulet | Martian surface mineralogy from Observatoire pour la Mineralogie, l'Eau, les Glaces et l'Activite on board the Mars Express spacecraft (OMEGA/MEx) : Global mineral maps[END_REF] a mis en évidence des dizaines de sites hydratés dont 4 régions très étendues (Valles Marineris [START_REF] Roach | New Hydrated Spectral Phase and Stratigraphy of Smectite Clays, Sulfates and Other Hydrated Minerals in Ius Chasma, Valles Marineris[END_REF], Meridiani Planum (Poulet et al., 2008), Mawrth Vallis (Loizeau et al., 2007) et Nili Fossae (Mangold et al., 2007)). De nouvelles phases hydratés ont été découvertes : chlorite, kaolinite [START_REF] Poulet | Discovery, Mapping and Mineralogy of Phyllosilicates on Mars by MEx-OMEGA : A Reappraisal[END_REF] proposées trois ères minéralogiques -phyllosien, theiikien, siderikien -correspondants à des environnements de surfaces très différents [START_REF] Bibring | Global Mineralogical and Aqueous Mars History Derived from OMEGA/Mars Express Data[END_REF], Chevrier et al., 2007, figure 1.23).

-Phyllosien. -Siderikien. Période majoritairement anhydre sans activité hydrologique surfacique soutenue. Cette période est marquée par la lente oxydation de la surface. Lorsque débute ce travail de thèse, l'arrivée récente de l'instrument CRISM avait déjà permis une meilleure caractérisation géologique et avait révélé une plus grande diversité minérale (Mustard et al., 2008) On modélise l'atmosphère simplement : I λ = I 0 λ e -τ λ , avec I 0 λ la radiance avant traversée de l'atmosphère et τ λ l'opacité atmosphérique (τ λ = α λ L où L = h/cos(i) est le trajet optique dans l'atmosphère d'épaisseur h et α le coefficient d'absorption.

(S/B) Ω = τ Ω F 0 S if ov Ω (S/B) CRISM = τ C F 0 S if ov C =⇒ (S/B) Ω (S/B) CRISM ∼ 3
L'équation simplifiée pour une observation au nadir (e n geoide = 0) devient : La correction photométrique consiste à prendre en compte la géométrie de l'interaction du flux lumineux avec la surface de réflectance r λ (i, e, ϕ). On considère la surface martienne comme lambertienne, c'est à dire que l'énergie réfléchie à la surface est isotrope et ne dépend pas de l'angle d'incidence. Cette hypothèse est bien adaptée aux surfaces rugueuses et de réflectance faible (tel le régolithe martien). En effet, des études en laboratoire et mesures in-situe par les MER [START_REF] Brissaud | Spectrogonio Radiometer for the Study of the Bidirectional Reflectance and Polarization Functions of Planetary Surfaces. 1. Design and Tests[END_REF], Johnson et al., 2006) La correction photométrique, intégrée dans le terme de radiance solaire se réduit à :

I λ = I solaire λ e -α(L i +Lr) r λ (2.2) Où (L i + L r )
I solaire λ (i, d M ars ) = Spectre solaire(λ).cos(i) d 2 M ars (2.3)
Où spectre solaire est un spectre de radiance solaire modélisé, et normalisé à 1 U.A. Du fait des raies d'absorptions dans l'atmosphère solaire, on ne peut se contenter de modéliser la radiance solaire comme un corps noir de T ef f ≈ 5770K.

Correction atmosphérique

Mars possède une atmosphère ténue (∼7±2 mbar) composée à 95% de CO La correction se fait en deux étapes : on génère un spectre de transmittance atmosphérique puis on l'adapte à chaque pixel en fonction des conditions atmosphériques locales. La transmittance est obtenue de deux façons : à partir de modèles (obtenu par T. Fouchet à partir du code [START_REF] Lellouch | The 2.4-45µm spectrum of Mars observed with the infrared space observatory[END_REF] ou à partir des données elles-mêmes. Les corrections qui s'en suivent peuvent également se faire de façon empirique ou à partir de modèles. Cette seconde approche est rarement utilisée sur les données OMEGA et CRISM (ex : Wiseman et al., 2010[START_REF] Mcguire | and the CRISM Team. MRO/CRISM Retrieval of Surface Lambert Albedos for Multispectral Mapping of Mars with DISORT-based Rad[END_REF][START_REF] Forget | Remote sensing of surface pressure on Mars with the Mars Express/OMEGA spectrometer : 1. Retrieval method[END_REF] A partir du spectre de transmittance atmosphérique obtenu empiriquement ou par modélisation, il est désormais possible de corriger chaque spectre de la surface martienne des absorptions non saturées du CO 2 . On le fait empiriquement : La transmittance atmosphérique s'écrit

I base λ = I solaire λ (i base )e -α λ L base r base λ I sommet λ = I solaire λ (i sommet )e -α λ L sommet r sommet λ =⇒ α λ ∆h = -ln I base λ .cos(i sommet ) I sommet λ .cos(i base ) (2.
T atm (λ) = e -α(λ)∆h
On exprime la réflectance à partir du modèle radiatif simplifié : Nous verrons en section 2.4.2.1 que les méthodes de traitements des jeux de données OMEGA et CRISM mis en place permettent de s'affranchir partiellement de la nécessité de corriger de l'atmosphère. En pratique cette correction est toutefois souvent implémentée, particulièrement en cas de forte opacité (voir section 2.2.3.3).

r(λ) = I(λ)e α(λ)l I solaire (λ) = I(λ) I solaire (λ) T atm (λ) -β (
r(λ CO2 ) = r(λ ref ) ⇐⇒ I(λ CO2 )e α(λ CO2 )l I solaire (λ CO2 ) = I(λ ref )e α(λ ref )l I solaire (λ ref ) ⇐⇒ I(λ CO2 )I solaire (λ ref ) I(λ ref )I solaire λ CO2 ) = e (α(λ ref )-α(λ CO2 ))l = e α(λ ref )∆h e α(λ CO2 )∆h β = T atm (λ CO2 ) T atm (λ ref ) β Et ainsi : β = ln I(λ CO2 )I solaire (λ ref ) I(λ ref )I solaire (λ CO2 ) ln T atm (λ CO2 ) T atm (λ ref ) (2

Correction empirique alternative 'skydip'

Il existe une méthode de correction empirique alternative qui a été testée avec succès. Il s'agit de générer un spectre de transmittance atmosphérique grâce à l'observation elle-même.

L'intérêt de faire cela est que, sous certaines conditions, cette transmittance sera plus réaliste car plus représentative des conditions atmosphériques au moment de l'observation (notamment des d'aérosols). La méthode est empruntée à la radio-astronomie et à l'astronomie submm sous le nom de correction skydip pour laquelle on utilise des observations à différentes masses d'air pour retirer la contribution atmosphérique.

Du modèle simpliste d'atmosphère, on a établi que l'opacité optique était une fonction linéairement croissance du chemin optique τ λ = α λ l. En supposant cette opacité faible, la transmittance sera également une fonction linéaire de l : T atm = e -τ ≈ 1-α λ l. Ce chemin optique ne peut pas être calculé directement comme mentionné auparavant, on sait cependant qu'il dépend de la masse d'air et donc à la fois de l'altitude z et de l'angle d'incidence i (l'observation nadir impose e = 0). L'altitude MOLA et l'incidence sont connues en chaque pixel (x, y), on écrit :

I(λ) = I solaire (λ)r(λ)e -α(λ)l ≈ I solaire (λ)r(λ)(1 -τ ) ⇐⇒ T atm = (1 -τ ) ≈ I(λ) I solaire (λ)r(λ) avec τ = τ (z(x, y), i(x, y), λ) (2.7)
Tout comme dans la correction empirique, on doit estimer la réflectance. Pour cela, on ajuste un continuum sur chaque spectre de réflectance non corrigé de l'atmosphère :

I I solaire .
Ce continuum est défini en dehors des bandes d'absorptions gazeuses (on choisi pour références les longueurs d'ondes dont la transmittance modélisée est >0.99) puis interpolé pour reconstruire un spectre simulé de réflectance corrigée r (λ). En injectant ce terme dans l'équation précédente, on peut alors estimer T atm ∀(x, y, λ).

Ce continuum ajusté sur chaque spectre pourrait déjà permettre de corriger un à un les pixels mais cette approche serait imprécise, surtout en présence des 'contaminants' usuels (pyroxène, minéral hydraté, glace d'eau). Ce qui nous intéresse est le comportement global de T atm : on va donc créer un modèle linéaire à partir de ces ajustements qui permettra de gommer les petites variations dues à des erreurs dans l'estimation de r : à chaque λ on ajuste l'équation I/I solaire = 1 -τ en fonction de l'altitude z. Une illustration est donnée en figure 2.8a pour une observation OMEGA de Nili Fossae : le comportement est bien globalement linéaire. L'ajustement s'écrit :

T atm λ (z) = α λ + γ λ .z
I solaire (λ,i(x,y))(α λ +γ λ .z(x,y)) .
Deux résultats sont présentés en figures 2.8c,d. Dans cet exemple, la correction skydip (en bleu) a des performances similaires à la correction empirique habituelle (rouge). On l'a également implémenté sur les données CRISM et la bande à 1.9 µm y est mieux restaurée (Poulet and Carter, 5th MSL Landing Site Workshop, 2011 ). En pratique cette correction ne sera pas employée systématiquement car ses conditions d'application sont plus restrictives :

• L'observation doit présenter une gamme d'altitudes suffisamment grande pour que les ajustements linéaires de T atm soient satisfaisants. Le champ observé doit donc être assez varié topographiquement. Si c'est en général le cas des observations OMEGA, ce n'est pas toujours vrai pour CRISM, qui possède par ailleurs une résolution spatiale supérieure à celle de l'altimétrie MOLA (ce qui va induire des erreurs).

• Cette correction est plus efficace car elle prend en compte les conditions de l'atmosphère au moment de l'observation, notamment les aérosols qui induisent une pente spectrale.

Si le champs de vue est trop grand, l'atmosphère sera trop variable et l'ajustement selon • La correction repose sur une approche statistique qui la rend globalement plus efficace. Elle sera en revanche moins robuste aux petites variations de profondeur optique s'écartant du comportement statistique et n'affectant que quelques pixels. La correction atmosphérique utilisant Olympus Mons ajuste les spectres individuellement et n'aura pas ce problème.

Correction des aérosols

L'atmosphère de Mars contient une proportion variable dans le temps et l'espace d'aérosols qui affectent les spectres de surface. Ce sont des grains de poussière silicatée, des cristaux de glace d'eau et de CO 2 de taille micrométrique [START_REF] Vincendon | Modelisation du transfert radiatif dans l'atmosphere martienne pour la determination des proprietes spectrales de surface et la caracterisation des aerosols martiens a partir des donnees OMEGA[END_REF]. L'impact des aérosols sur les spectres de surface sera fonction de leur distribution en taille, composition et densité atmosphérique. La figure 2.9 illustre ces effets à forte opacité τ : l'albédo de surface est surestimé (ici de plus de 60% par rapport à une observation voisine à faible τ ) et est corrélé avec l'opacité/masse d'air maximale (angles e et ϕ maximaux). Les spectres présentent également tous une pente négative qui l'est d'autant plus à forte opacité [START_REF] Erard | Aerosol Contribution to the Reflectance Spectra of Mars[END_REF]. Globalement, cette contribution des aérosols n'est que peu problématique dans la gamme [1,2.7] ou > 1) sur l'ensemble de l'observation. Une fois identifiés, l'ensemble des spectels défectueux sont reconstruits par interpolation linéaire (plus proche voisin). Si cette reconstruction est artificielle car l'information est perdue en amont, elle permet toutefois de fournir des spectres sans discontinuité à l'ensemble des algorithmes d'identification minéral en aval.

Pour CRISM on se base sur le cube de réflectance pour lequel on regarde une zone de 17x17 pixels prise au centre du champ de vue. A chaque λ, si le nombre de pixels aberrant est supérieur à 50%, on considère ce spectel comme défectueux. La sélection d'une petite zone au centre raccourcis le temps de calcul.

Correction du smile spectral CRISM.

La technologie push-broom de CRISM induit deux types de déformations géométriques appelées effets keystone et smile spectral. Il s'agit de distorsions du champ dues à l'orientation de la matrice 2D de détecteurs par rapport au faisceau incident ainsi qu'à l'ensemble des dioptres en amont, en particulier le réseau par réflexion. L'effet keystone cause un élargissement de la réponse instrumentale (PSF) de l'ordre de 3 nm (∼ 0. -Calcul de la moyenne glissante du spectre (apodisation par fonction rectangulaire de 10 spectels de large) et estimation de l'écart du spectre par rapport à cette moyenne : La première étape peut être améliorée en effectuant non pas une moyenne glissante mais une déviation standard glissante, permettant ainsi de mesurer des écarts en σ adaptés au niveau de bruit de Poisson de chaque observation. Cette amélioration se faisant au détriment d'un temps de calcul beaucoup trop long, cette solution n'a pas été retenue.

critere(λ) = spectre(λ)-< spectre(λ) > moy < spectre(λ) > moy (2.

Correction du striage vertical CRISM.

La technologie push-broom des détecteurs CRISM a pour conséquence une non-uniformité spatiale dans la réponse des détecteurs qui a été abordée en section 2.1.2.4. Cette non uniformité selon la direction X de la matrice cause un striage vertical du champ qui n'est pas complètement corrigé lors de l'étalonnage. Les stries se présentent comme un signal additif qui varie selon X et est en revanche ∼ constantes selon Y. On les retrouve dans les cartes de critères spectraux comme source de biais, leur prise en compte est nécessaire. L'algorithme développé consiste à extraire puis soustraire le profil de stries verticales pour chaque tranche λ l du cube.

Un exemple de dé-striage est présenté en figure 2.14. Les stries varient selon la dimension La correction enlève les stries mais induit d'autres artéfacts verticaux de plus grande échelle.

Ils sont dûs à l'importante variabilité verticale de la réflectance qui biaise le profil de stries sur certaines colonnes. Une amélioration simple et rapide de l'algorithme consiste à ne pas calculer directement la moyenne sur l'ensemble de la colonne mais de diviser celle-ci en 3 tronçons de longueur égale. On calculera la réflectance médiane sur chaque tronçon puis la moyenne de ces trois tronçons. L'algorithme final est simple et s'écrit comme suit : -L désigne le noyau Lorentzien La figure 2.15 montre l'impact du dé-striage du cube de réflectance sur les critères spectraux.

prof il(X i ) = < image(X i , Y ) > Y 1 + < image(X i , Y ) > Y 2 + < image(X i , Y ) > Y 3 3 prof il(X i ) ideal = Despike prof il(X i ) * L image corr (X i , Y ) = image(X i , Y ) prof il(X i ) ideal prof il(X i ) (2.9) -X i désigne la colonne i de l'image -Y 1 , Y 2 et Y 3 désignent les 3 tronçons verticaux
Les cartes de minéraux hydratés sont beaucoup plus propres après cette correction qui sera systématiquement implémentée pour la réduction des données CRISM. Malgré cette correction, des stries peuvent subsister dans les cartes spectrales, nous verrons en section 2.4.2.1 qu'une étape supplémentaire proche du dé-striage et appliquée sur les cartes de critères elles-mêmes améliore le résultat.

Saturation des détecteurs et non-linéarité instrumentale OMEGA

Un phénomène de saturation peut apparaître dans les données OMEGA, il n'a pas été constaté dans les données CRISM. Ce phénomène apparaît lorsque le niveau de pré-charge passe en deçà de ∼ 327 DU, c'est à dire quand le flux incident sur les détecteurs est trop important.

Il dépend de la distance solaire, de l'angle d'incidence et de l'albédo de surface. L'albédo étant maximal autour de 1.5 µm, on pourra facilement la détecter car elle induit toujours une large bande symétrique non physique dans cette région du spectre. Les spectres présentant cette bande seront donc rejetés.

La non-linéarité instrumentale OMEGA est plus problématique car elle peut induire des biais réels dans la cartographie et l'identification minérale. Il s'agit d'une faible variation dans On choisit la région de Nili Fossae ([72.55-74.60]˚E, [17.49-23.05]˚N ) qui a été observée par OMEGA à plusieurs reprises à résolution similaire . L'intérêt de cette région est qu'elle présente de fortes signatures de phyllosilicates-Fe/Mg et on pourra estimer l'effet de la non-linéarité sur leur critère de détection. La figure 2.16a présente les valeurs latitudinales moyennes de la réflectance et du niveau de pré-charge à 1.3 µm pour 3 observations. Les traces de réflectance sont proches car on observe la même surface (le petit décalage vertical étant dû à une différence d'opacité atmosphérique) alors que les niveaux de pré-charge sont très différents (∼ 700 DU en moyenne) et la non-linéarité devrait alors avoir un effet sur les spectres de réflectance. Pour évaluer son impact sur les minéraux hydratés, on construit un critère de bande à 2.3 µm (argiles riches en Fe/Mg) construit comme un rapport de spectels : Lors du traitement de chaque cube OMEGA, on évalue l'amplitude de variation de chaque critère en fonction du flux ce qui permet de définir un seuil de détection individuel. Au lieu d'adapter le seuil des critères on peut corriger empiriquement la valeur même de ces derniers :

BD (f e/mg) = idat(2.
on ajuste leur courbe de variation en fonction du flux (comme celles présentées en figure 2.16b.) par un polynôme. On normalise ensuite le critère en fonction du flux en divisant par ce polynôme.

Une correction similaire est détaillée dans le manuscrit de thèse de Denis Jouglet. Une tentative de correction de la fonction de transfert en amont à été entreprise sans résultat satisfaisant. La figure 2.17 illustre les différences induites par le nouvel étalonnage : seule la diminution du bruit spectral peut avoir des conséquences sur l'identification de minéraux hydratés.

Étalonnage CRISM

L'ensemble des étapes de traitement décrites jusqu'à présent est intégré dans le pipeline de réduction des données TRR2. Bien que développées indépendamment, celles-ci sont très proches du pipeline TRR3 fournit à la communauté scientifique par l'équipe CRISM (voir section 2.2.1).

La différence majeure est l'utilisation du filtrage 3D pour les TRR3 alors qu'on se contente ici d'un filtrage 1D spectral.

Approche statistique

La richesse de la spectroscopie 3D ne se limite pas au volume important de spectres récoltés et à la capacité d'imagerie, elle permet l'utilisation d'algorithmes exploitant simultanément l'information spatiale et spectrale. C'est le cas des méthodes statistiques du type séparation de composante/extraction de source. L'analyse en composante principale (ACP) est très utilisée sur les jeux de données 3D, on utilise également une variante, la MNF (Minimum Noise Fraction, [START_REF] Green | A transformation for ordering multispectral data in terms of image quality with implications for noise removal[END_REF]. Une transformation plus prometteuse est l'analyse en composantes indépendantes (ACI, [START_REF] Comon | Independent component analysis[END_REF]. Ces transformations vont permettre par changement de base de visualiser les données non pas en tranches de spectels mais en tranches de sources pour Il existe des algorithmes plus complexes et prometteurs en cours de développement, notam-

Estimation d'abondances

On procède toujours par une approche en deux temps : pré-sélection des spectres intéressants par méthode des critères spectraux ou par approche statistique puis application de méthodes [START_REF] Hapke | Bidirectional reflectance spectroscopy. 1. Theory[END_REF] et Shkuratov [START_REF] Shkuratov | A Model of Spectral Albedo of Particulate Surfaces : Implications for Optical Properties of the Moon[END_REF]

Optimisation des critères spectraux

Les sections suivantes décrivent les traitements additionnels effectués pour rendre les critères spectraux plus robustes et faciliter l'identification minérale.

Soustraction du continuum spectral

La minéralogie de la surface de Mars depuis l'orbite dans le proche infrarouge peut être résumée à cinq familles spectrales. Par ordre décroissant de couverture spatiale : de la poussière silicatée riche en oxydes en fer, du pyroxène, de la glace d'eau et de CO (Poulet et al., 2008). Le tableau suivant liste les critères spectraux correspondants à la valeur réelle calculée sur les spectres avant mélange. à centaines de milliers de spectres à chaque observation. La solution retenue est un ajustement dit multi-linéaire : chaque spectre est ré-interpolé à partir de dix points de référence (à 1.025, 1.125, 1.23, 1.325, 1.575, 1.825, 2.12, 2.22, 2.49, 2.61, 2.75 µm) construisant ainsi 9 tronçons linéaires consécutifs. Il est ensuite lissé par (fonction rectangulaire, largeur 40 spectels). Une illustration du résultat est présentée en figure 2.26. Les nouvelles cartes de critères sont beaucoup plus homogènes, les biais liés aux contaminants sont réduits. On compare en à droite les ajustements d'un spectre de pyroxene + smectite-Fe/Mg par la méthode linéaire (bleu), polynômiale (rouge : ordre 4) et dans l'espace de Fourier (vert : apodisation par fonction de Hanning de largeur 14 spectels). La méthode des polynômes est à rejeter car il faudrait adapter l'ordre à chaque spectre au risque de voir l'ajustement ne pas converger. La méthode par Fourier est plus robuste mais demande un temps de calcul trop long.

Utiliser un ajustement multi-linéaire présente toutefois un désavantage pour les critères d'épaule spectrale à 2.3x et 2.5x µm tels ceux des sulfates, zéolites ou chlorites-C/S. La profondeur de l'épaule sera sous-estimée du fait qu'elle est partiellement ajustée par cette méthode et prise en compte dans le continuum.

Nous verrons en section 2.4.2.1 qu'une étape supplémentaire de traitement du cube rend un ajustement multi-linéaire non indispensable quoique préféré pour la cartographie des minéraux hydratés, et qu'un simple ajustement linéaire pourra suffire.

Soustraction des systématiques

Cette section expose les traitements le plus importants pour l'optimisation des critères spectraux et qui sont appliqués à la fois sur les cubes de données puis sur les critères spectraux. 3. Transformation du cube (X,Y,λ) normalisé et dé-strié en cube de rapport de spectres.

On procède colonne-par-colonne : à chacun des j spectres (Y j ,λ) i de la i-ème colonne, on soustrait le spectre (Y med ,λ) i du profil médian. Le profil médian est en général calculé sur 3 tronçons Y de façon similaire à l'algorithme de dé-striage. On procède ainsi pour minimiser l'effet du smile spectral CRISM. Le cube est ensuite renormalisé par division d'un continuum linéaire.

4. Dé-spiking du cube de rapport de spectres avec un seuil dégressif de 4 a 2 % pour éliminer les artéfacts spectraux. On effectue aussi un filtrage spatial des pixels aberrants résiduels par la méthode décrite en section 2.2.4.1, avec cette fois un filtrage médian à 9 points.

La figure 2.28 montre deux exemples de spectres avant et après ces traitements. L'algorithme développé est particulièrement adapté aux observations haute résolution CRISM car le petit champ de vue (<20x20km) rend l'hypothèse de minéralogie neutre homogène réaliste.

BD 2.6µm = 1 - < r(2.5 ∼ 2.6µm) > < r(2.1 ∼ 2.
Cette hypothèse n'est plus vraie pour des traces OMEGA ou CRISM avec plusieurs milliers de pixels verticaux couvrant jusqu'à des dizaines de degrés en latitude. La solution la plus simple consiste à reprendre le même algorithme en le rendant glissant selon la dimension verticale.

On découpe chaque observation en tronçons verticaux tous les p pixels et de p pixels de haut médian ou convolution 2D : la carte après filtrage de clustering ne conserve que l'agrégat de smectites-Fe/Mg. Le seuil utilisé ici est de 56 % en deux itérations.

Outils et méthodes d'analyse

On décrit à présent les outils développés pour l'analyse des données sur un cube traité. Ils sont regroupés dans un programme IDL du nom prosaïque de OCAT (OMEGA and CRISM Analysis Tool ). Il a été conçu pour être versatile et peut lire des cubes hyper-spectraux ou multi-spectraux de format générique (OMEGA, CRISM ou autres).

Extraction des signatures minérales par empilement (stacking )

Cette section décrit une technique développée à la fois pour l'analyse détaillée de cubes individuels ou l'extraction de sources sur l'ensemble des jeux de données.

Sélection et filtrage spatiale des régions d'intérêt

Le programme OCAT permet de se déplacer interactivement sur une carte d'albédo ou de critère spectral afin de visualiser les spectres individuels ou issus de moyennes spatiales et définie par des ROI. On peut construire les ROI soit comme l'intérieur d'un carré de taille fixée par l'utilisateur et centré sur la position du curseur, soit dessinées sur l'image typiquement dans une région où un critère spectral présente une valeur élevée. Toutes les cartes de critères calculées sont lues par le programme, ce qui permet de faire un tri interactif à l'intérieur de chaque On extrait les spectres de tous les pixels restants après ces étapes de sélection, que l'on interpole à la longueur d'onde centrale pour diminuer l'effet du smile spectral. Avant de les moyenner selon les lois de pondérations déterminées précédemment, on applique un dé-spiking final sur chacun d'entre eux pour éviter l'amplification d'artéfacts comme les spikes de sur-correction atmosphérique ou d'interface entre filtres (à 1.65 et 2.65 µm). On appelle endmember λ ce spectre moyen empilé extrait pour chaque critère. La figure 2.44 résume l'effet de ces différentes étapes sur l'endmember et montre les améliorations qu'elles apportent.

L'algorithme final s'écrit :

Endmember λ = smin<cs(x,y)<smax despike {interpol {r λ (x, y)}} • W F (cs(x, y)) smin<cs(x,y)<smax W F (cs(x, y)) W F (cs(x, y), x, y) = W F clustering (x, y) • W F histogramme (cs(x, y)) W F (cs(x, y), x, y) = 1 + δ (x,y) cluster:56% (x,y) cluster:33% • 2 N 33 N 56 -1 d=1,9 a d • cs(x, y) d (2.11)
-r λ (x, y) : réflectance au pixel (x,y) du cube de rapport de spectres.

-cs(x, y) : critère spectral au pixel (x, y).

-smin : seuil minimal pour le critère défini au maximum de l'histogramme.

-smax : seuil maximal pour le critère défini comme 99 % de la norme L2 de l'histogramme.

-(x, y) cluster:56% : désigne les N 56 pixels restants après filtrage par agrégats (seuil 56 %). A partir de ces produits de dimensionalité réduite, il est possible de faire des étude statistiques à grande échelle ou au contraire de rechercher des minéraux rares, comme démontré dans les chapitres suivants.

Comparaison des performances CAT et OCAT

Performances

Il est difficile de comparer directement les résultats finaux d'analyses faites avec CAT vs.

OCAT car ils dépendent non seulement des outils mais de la manière dont on s'en sert et du temps qu'on y consacre. On peut toutefois comparer objectivement les produits finaux de prévisualisation (browse products) décrits en section 2.5.

OMEGA / THEMIS CRISM / HiRISE

Contexte d'étude et enjeux

Lorsque débute cette étude en 2008, seuls quelques dizaines de sites ont été étudiés sur Mars en terme de minéraux hydratés. La plupart des études se sont concentrées (et se concentrent toujours) sur quatre sites majeurs par leur étendue spatiale et diversité minérale : Nili Fossae (ex : Mangold et al., 2007, Mustard et al., 2007), Sinus Meridiani (Poulet et al., 2008, Wiseman et al., 2008), Valles Marineris (Gendrin et al., 2005, Roach, 2009) et Mawrth Vallis (Poulet et al., 2005, Loizeau et al., 2007, Bishop et al., 2008). Tous ces sites étaient visibles lors de la première cartographie globale OMEGA des minéraux hydratés (Poulet et al., 2007, en -Évaluer la diversité des environnements pour contraindre l'intensité et la complexité du cycle hydrologique passé.

-Tenter de réconcilier le paradoxe de la quasi absence de minéraux hydratés associés aux vestiges morphologiques d'écoulement d'eau.

-Vérifier si les sites majeurs sont représentatifs de l'altération martienne 'moyenne'.

-Tester le paradigme établi par Bibring et al., 2006

Sélection des données minéralogiques et morphologiques

L'échantillon de sites hydratés est construit comme une collection de différentes approches complémentaires des données OMEGA et CRISM.

OMEGA

La première étude globale OMEGA (Poulet et al., 2007)

Classification et analyse morphologique

L'analyse morphologique détaillée des sites présentant des minéraux hydratés requière des compétences en géologie qui sortent du cadre de cette thèse. Par ailleurs, le temps nécessaire pour la mener à bien n'est pas compatible avec le millier de sites détectés sur Mars. On se contente donc de fournir des contextes morphologiques rudimentaires que l'on classe en 5 catégories :

-Dépôts stratifiés d'origine sédimentaire.

-Cônes alluviaux et deltas : contexte fluvial/lacustre.

-Dépôts explicitement associés à un cratère d'impact : dans l'éjecta, les parois ou le pic central.

-Affleurements de croûte altérée.

-Dépôts horizontaux divers : de plaines et basins, dans des cratères remplis, sur des laves volcaniques, etc.

On utilisera systématiquement les jeux de données MOLA (460 m/pixel) et THEMIS in- la pente du spectre visible [START_REF] Ody | Global Distribution of Igneous Minerals on Mars : Assessing the Composition of the Crust[END_REF] A partir de la densité de détection globale (figure 3

Diversité minérale

On regroupe toutes les détections en 9 classe spectrales : phyllosilicates ferro-magnésiens Vue la composition basaltique mafique de Mars (McSween et al., 2009, Poulet et al., 2009) on 51 % des sites ne possèdent qu'un type de minéral (en général phyllosilicates Fe/Mg), et jusqu'à 6 espèces hydratées sont identifiées simultanément dans les autres.

Évolution temporelle

Pour mieux appréhender l'évolution globale des environnements d'altération sur Mars, on met en commun les statistiques sur le contexte, la composition et l'âge. Cette étude globale peut alors être résumée en figure 3.9 qui montre l'évolution au cours du temps de chaque classe spectrale selon qu'elles sont associées ou non à un cratère d'impact.

Caractéristiques des dépôts de minéraux hydratés

Phyllosilicates Fe/Mg

Les phyllosilicates Fe/Mg sont les plus communs sur Mars, on les trouve dans tous les types de contextes. Cette classe comprend les smectites, serpentines, micas, vermiculites, interstratifiés, et on inclura aussi les amphiboles (inosilicates).

Principaux contextes morphologiques

Les principaux contextes morphologiques des phyllosilicates Fe/Mg sont de 4 types. Si on suppose qu'il y a à la fois amphibole et pyrophyllite, alors le massif aurait subit une transformation métamorphique. Le second exemple est un massif de Claritas Rise entouré lui aussi de plaines volcaniques plus récentes. Claritas Rise est une chaine de montagne noachienne dont on suppose qu'elle s'est formée avant la dôme de Tharis et aurait depuis subit d'importantes contraintes tectoniques et peut être une activité hydrothermale de grande ampleur [START_REF] Dohm | Claritas rise, Mars : Pre-Tharsis magmatism ?[END_REF]. C'est un des premiers sites où la serpentine a été détectée sur Mars [START_REF] Ehlmann | Geologic setting of serpentine deposits on Mars[END_REF]. Un exemple important de basin contenant des argiles détritiques est le cratère Gusev. Il un réseau de plus de 700 km de long qui a transporté du matériel noachien depuis Terra Cimmera (et donc probablement source d'argiles). La cartographie du cratère a par ailleurs révélé des dépôts horizontaux de nature sédimentaire dans le cratère [START_REF] Cabrol | Exploring Gusev Crater with Spirit : Review of science objectives and testable hypotheses[END_REF]. Spirit n'a pas trouvé d'argiles lors de son exploration des Columbia Hills. L'opaline et les carbonates détectés in-situ ont une origine hydrothermale [START_REF] Morris | Identification of Carbonate-Rich Outcrops on Mars by the Spirit Rover[END_REF][START_REF] Ruff | Characteristics, distribution, origin, and significance of opaline silica observed by the Spirit rover in Gusev crater, Mars[END_REF]. Après Phyllosilicates associés à des dépôts de sulfates. Les sulfates n'ont été détectés qu'en quelques dizaines de sites distincts sur Mars mais sont très étendus spatialement, notamment dans les chasmatas de Valles Marineris, dans ses chaos orientaux ainsi que dans Sinus Meridiani (ex : Poulet et al., 2008, Roach, 2009[START_REF] Masse | Mineralogical composition, structure, morphology, and geological history of Aram Chaos crater fill on Mars derived from OMEGA Mars Express data[END_REF], Wiseman et al., 2010). On dénombre par ailleurs une dizaine d'autre dépôts, principalement intra-cratère (ex : Wray et al., 2011, Milliken et al., 2010). Tous ces sites présentent également des signatures d'argiles hydratées, soit à l'échelle de l'affleurement (ex : strates successives sulfate ⇒ argile dans Valles Marineris ou Gale) ou à l'échelle de l'unité géologique (ex : contact argile -sulfate dans Sinus Meridiani).

Pour autant, la relation de causalité entre les deux espèces n'est pas démontrée dans la majorité des cas, et les sulfates apparaissent en général stratigraphiquement postérieurs (d'âge Hesperien) aux argiles. La nature horizontale (dans des basins ou plaines) et stratifiée des dépôts de sulfates a conduit à leur favoriser une origine évaporitique (type playa).

Du fait de leur résistance à l'acidolye (Chevrier et al., 2007), nontronite et kaolins sont les argiles les plus communément associés aux dépôts de sulfates. Leur présence stratigraphiquement proche des sulfates a conduit à postuler pour certains sites leur néoformation en milieu aride et acide aux côtés de sulfates (Wray et al., 2011, Squyres et al., 2006[START_REF] Andrews-Hanna | Early Mars hydrology : 2. Hydrological evolution in the Noachian and Hesperian epochs[END_REF]. Leur âge est plus récent que le LN. Des assemblages similaires ont été observés sur Terre dans ce type d'environnement [START_REF] Story | Authigenic phyllosilicates in modern acid saline lake sediments and implications for Mars[END_REF].

Les sites riches en sulfates n'ont pas été étudiés en détails au cours de ce travail de thèse en raison du grand nombre d'étude s'y consacrant. Une dizaine de nouveaux sites ont cependant été identifiés et leur contexte et composition sont similaires aux études antérieures. On les trouve principalement dans des dépôts intra-cratères d'Arabia Terra (dont le cratère Henry) et Terra Sirenum, mais aussi dans des mesas au nord de Nili Fossae, dans les affleurements anciens de Mawrth Vallis (en outre des dépôts intra-vallée vus par [START_REF] Wray | Identification of the Ca-sulfate bassanite in Mawrth Vallis[END_REF] [START_REF] Frey | Evidence for Buried "Pre-Noachian" Crust Pre-Dating the Oldest Observed Surface Units on Mars[END_REF]. Elle a toutefois connu un ou plusieurs épisodes de re-modellage dès le noachien. On s'intéresse à une région de plus de 1500 km de côté, délimitée à l'ouest par les hauts terrains de Terra Sabaea, à l'est par les plaines volcaniques de Hesperia Planum, et allant du basin d'Hellas (∼ -7500 m) à

Tyrrhena Terra (> 1000 m). A ces études s'ajoutent de nouvelles observations morphologiques réalisées ici :

-On voit parfois que l'unité sédimentaire contourne les massifs ce qui évoque un écoulement visqueux. L'origine peut être fluviale ou du type coulée de boue.

-Les cratères dont les rims sont suffisamment érodés sont débordés par l'unité sédimentaire qui se déverse ensuite sur son plancher, un exemple est montré en figure 3.22c.

-Au moins trois nouveaux cônes alluviaux ont été détectés, l'un d'eux possède des chenaux inversés (figure 3.22a, Mangold et al., 2011, en préparation, co-auteur ).

-Lorsque la résolution HiRISE est disponible, on trouve des strates d'épaisseur métrique dans la quasi-totalité des cas.

-La minéralogie du cratère Terby (étudiée en détails en section 3.5.1.4) favorise une origine lacustre. Les phyllosilicates détectés ici sont spectralement indissociables des dépôts crustaux excavés en amont dans la région de Tyrrhena Terra (figure 3.23, Loizeau et al., 2011, soumis, co-auteur ).

Cette similarité peut être expliquée en évoquant un cycle hydrologique qui transporte les argiles formés en amont sous forme de sédiments jusqu'au basin d'Hellas.

Ces nouvelles observations sont compatibles avec l'existence d'un dépôt fluvial/lacustre majeur au nord de Hellas mais posent plusieurs problèmes :

-L'absence dans de nombreux cratères remplis de sédiments d'un cône alluvial ou delta.

-L'absence de réseaux fluviaux reliant ces sédiments aux régions sources.

-L'absence de phyllosilicates dans Hellas Planitia qui devrait être la région d'accumulation ultime des sédiments. -Sa grande profondeur (< -7000m, lieu le plus profond sur Mars) font que l'opacité atmosphérique est importante.

-Sa latitude élevée font que du givre recouvre la surface sur de nombreuses observations et celle-ci n'est observable qu'une partie d'année martienne. La figure 3.24a est une mosaïque MOC de Hellas montrant l'étendue maximale du givre en hiver (Schorghofer and Edgett, Tyrrhena Terra (Loizeau et al.,2011, soumis). L'existence d'épaisses couches de sédiments dans Terby n'est pas surprenante du fait de la profondeur de la dépression initiale du cratère situé dans une zone de dépôt sédimentaire, les autres cratères de la région sont également remplis de dépôts stratifiés (notamment Niesten et Millochau : [START_REF] Mest | Millochau crater, Mars : Infilling and erosion of an ancient highland impact crater[END_REF]. Le delta est difficile à expliquer de part l'absence de vallée l'alimentant en amont, mais le re-modelage de la surface dès le MN a pu aisément effacer toute trace d'activité fluviale. Une nouvelle étude minéralogique est effectuée pour essayer d'apporter de nouvelles contraintes sur la nature des sédiments (détritiques ou authigéniques) ainsi que sur le type de dépôt (deltaïque ou éolien). En prenant en compte le masquage des strates par la poussière on postule que la quasitotalité des strates sont constituées de zéolites, sans discontinué et jusqu'à une strate proche du sommet des plateaux, elle constituée uniquement de smectites Fe/Mg. L'opale apparait en quelques affleurements autour des mesas ou dans les strates, son extension spatiale était vraisemblablement plus importante avant érosion. Il en va de même pour la smectite Al mélangée aux smectites Fe/Mg au somment de l'extrémité sud du mesa M1. Ces affleurements sont très érodés et ont pu être plus étendus avant érosion de la surface et sa couverture par de la poussière.

3.5.1.4.3 Interprétation La nature sédimentaire des dépôts hydratés de Terby ouvre la voie à 3 origines possibles :

-dépot détritique de minéraux formés en amont, dans les hauts terrains noachiens de Terra Tyrrhena. Les sédiments ont été accumulés par le delta ou remobilisés jusqu'au lac par le vent (type loess).

-dépot authigénique de minéraux formés pendant la sédimentation.

-dépot évaporitique : néoformation d'argiles aux cotés de sels en milieu aride, du type sabhka.

A ces trois scénarios s'ajoute la diagénèse d'enfouissement qui a pu modifier une partie voir l'ensemble des minéraux hydratés originellement déposés. (Brathwaite, 2003, Altaner and[START_REF] Bibliographie | Mineralogy, chemistry, and diagenesis of tuffs in the sucker creek formation (miocene), eastern oregon[END_REF]. On trouve en particulier les argiles comme une couche de revêtement gainant les sédiments zéolitisés. Les smectites sont formées ou déposées puis les strates inférieures sont transformées en zéolites. Les smectites ont une composition riche en Fe (nontronite) ou Al (montmorillonite).

Les sédiments sont zéolitisés sous l'action du flux géothermique, il s'agit donc à la fois d'un mécanisme authigénique et diagénétique. On trouve également de l'opale-CT mélangée avec les zéolites à l'échelle de la strate [START_REF] Brathwaite | Geological and mineralogical characterization of zeolites in lacustrine tuffs, ngakuru, taupo volcanic zone, new zealand[END_REF].

Les observations minéralogiques convergent toutes vers ce scénario :

-Seul ce mécanisme peut expliquer la présence de jusqu'à 2 km d'épaisseur de zéolites.

-L'épaisseur kilométrique des strates est suffisante pour amorcer une diagénèse sédimentaire du basin.

-Les deux zéolites spectralement les plus proches des spectres de Terby sont justement la clinoptilolite et la mordenite.

-On trouve une gaine de smectites plutôt riche en Fe au dessus de toutes les strates de zéolites (figure 3.27).

-Les strates de smectites Fe/Mg et zéolites sont peu séparées (figure 3.29), compatible avec une zéolitisation graduelle croissante avec la profondeur.

-On trouve de l'opaline (ou opale-CT) en plusieurs sites, dont mélangée dans des strates avec des zéolites (figure 3.30).

Les sédiments de

Phyllosilicates Al

On regroupe sous l'appellation de phyllosilicates Al les kaolins (kaolinite, halloysite), smec- Le contexte morphologique est en général difficile à contraindre pour ces minéraux étant donnée la très faible extension spatiale des dépôts. On se concentre sur un type de contexte : les paléosols issus de l'altération supergène. La présence de telles zonations verticales phyllosilicates Fe/Mg ⇒ Al est un argument fort en faveur d'une activité hydrologique en surface. On l'observe dans plusieurs sites sur Mars, notamment dans Mawrth Vallis (Loizeau et al., 2007) et Nili Fossae [START_REF] Ehlmann | Identification of hydrated silicate minerals on Mars using MRO-CRISM : Geologic context near Nili Fossae and implications for aqueous alteration[END_REF]. (Melosh, 1989). La figure 3.36 montre la carte minérale CRISM et l'évolution radiale de chaque critère par rapport au centre du cratère. On observe que les smectites Fe/Mg sont dans l'éjecta proximal alors que les kaolins sont dans l'éjecta distal. L'éjecta proximal est constitué de matériel excavé à plus grande profondeur que celui dans l'éjecta distal, la répartition des minéraux observée après l'impact traduit indéniablement une zonation verticale dans les 50 premiers mètres du sol avec la kaolinite au dessus des phyllosilicates Fe/Mg. Une séquence d'altération supergène a donc été enfouie ici. De petits affleurements de chaque minéral sont par ailleurs observés à proximité sans qu'il soit possible de constater cette stratigraphie (sites de trop petite taille). L'inversion précise du problème en utilisation le Z-model d'excavation (Maxwell, 1977) permettra à l'avenir d'avoir une contrainte sur la profondeur et l'épaisseur de la couche de kaolinite. Sa particularité est qu'elle ne peut se former que si la fraction molaire de CO 2 dissout en solution est très faible (X CO 2 < 0.004, Glassley, 1974, Frey andRobinson, 1998), et donc ne peut pas se former en surface même en présence des 6 mbar de CO 2 actuel. C'est donc à priori un bon traceur des conditions physiques de l'altération en sub-surface bien qu'aucune étude n'ait déterminé a partir de quelle profondeur elle pourrait se former en contexte hydrothermal (quelques cm sous la surface ou des centaines de mètres ?). A partir des modèles du flux géothermique (figure 3.51), on voit qu'elle peut se former métamorphiquement dès ∼15 km de profondeur.

Phyllosilicates-Al fréquents Micas-Al

Micas-Al Micas-Al

La prehnite avait été identifiée sur Mars en de rares endroits : cratères au sud de Nili Fossae [START_REF] Ehlmann | Identification of hydrated silicate minerals on Mars using MRO-CRISM : Geologic context near Nili Fossae and implications for aqueous alteration[END_REF], Marzo et al., 2010), dans des grabens cerclant le basin d'Argyre [START_REF] Buczkowski | Investigation of an Argyre basin ring structure using Mars Reconnaissance Orbiter/Compact Reconnaissance Imaging Spectrometer for Mars[END_REF] et dans quelques cratères dans la région de Tyrrhena Terra (Fraeman et al., 2009). Sa cartographie globale (figure 3.37) révèle plus d'une centaine de sites répartis sur toute la planète. A l'échelle du pixel CRISM, elle est systématiquement mélangée avec de la chlorite ou pumpellyite (spectralement indissociables), comme c'est le cas sur Terre. On peut voir sur cette carte que la majorité des détections sont liées à un cratère d'impact, tout particulièrement dans les plaines du nord (Carter et al., 2010a) et al., 2008[START_REF] Ruff | Characteristics, distribution, origin, and significance of opaline silica observed by the Spirit rover in Gusev crater, Mars[END_REF]. Une précipitation hydrothermale (type source chaude) à pH neutre est avancé pour son origine. Elle a ensuite été identifiée dans des strates superficielles des plateaux autour de Valles Marineris et Noctis Labyrinthus [START_REF] Milliken | Opaline silica in young deposits on Mars[END_REF], Le Deit et al., 2010[START_REF] Thollot | Recent Hydrated Minerals in Noctis Labyrinthus Chasmata, Mars[END_REF]. Sa proximité avec une strate riche en sulfates (jarosite) a conduit à postuler une formation du type altération supergène acide de cendres volcaniques.

Dans ces deux cas, les dépôts sont datés de l'Hesperien à l'Amazonien. On la trouve également associée à quelques cratères d'impacts dans la région de Nili Fossae [START_REF] Ehlmann | Identification of hydrated silicate minerals on Mars using MRO-CRISM : Geologic context near Nili Fossae and implications for aqueous alteration[END_REF], Marzo et al., 2010) -Structures associées à un cratère d'impact : pic central, parois ou éjecta.

-Cônes alluviaux et deltas, associés à une épisode fluvial.

-Coulées de laves ou caldeira.

-Terrains chaotiques.

-Plaines.

Ces détections confirment les études orbitales précédentes, avec des formations en milieux Les cônes alluviaux et deltas sont des morphologies mises en place par le dépôt de particules en suspension dans de l'eau liquide. Ils peuvent se former en milieux lacustre/marin ou au contraire très aride (coulées de boue). Plusieurs dizaines de cônes alluviaux et quelques deltas ont été identifiés sur Mars par des études morphologiques et sont quasi systématiquement associés à des cratères d'impact dont la paroi est perforée d'un chenal (Kraal et al., 2008). Une origine fluviale est proposée pour la plupart d'entre eux [START_REF] Moore | Large alluvial fans on Mars[END_REF] Observation HRL B48B Observation HRL B48B Quelle que soit l'origine de la chlorite observée sur Mars (diagénétique ou hydrothermale), sa présence dans l'éjecta et le pic central de nombreux cratères (chapitre 4) indique que lorsqu'elle a été mise en surface, l'environnement était aride voir ne supportait plus l'eau liquide.

En effet de part sa forte réactivité, aucune chlorite formée à l'époque où kaolins et smectites se formaient en surface n'a pu subsister (car elle serait alors transformée en vermiculite par altération supergène). On la trouve dans des cratères impactant des terrains de tous âges mais la datation précise des éjectas est difficile. Les centaines de sites où elle est présente devrait cependant permettre à l'avenir de définir une limite inférieure à la période d'altération en surface.

Ce même argument peut être appliqué aux opales. phyllosilicates identifiés ici apparaissent comme déconnectés de ces derniers (voir figure 3.52). (Fassett and Head, 2008). La figure 3.53 montre bien la non corrélation entre dépôts hydratés et région de densité de drainage importante (Hynek et al., 2010). [START_REF] Carter | Mineralogy of Layered Deposits in Terby Crater, N. Hellas Planitia[END_REF], Crown et al., 2010, Mest and Crown, 2005). L'origine de ce dépôt sédimentaire régional n'est pas encore certain, mais l'hypothèse favorisée est une origine lacustre, bien qu'aucun vestige de réseau fluvial contemporain ne soit visible (voir section 3.5.1.3).

Diversité minérale et éventail des conditions géo-chimiques admissibles

Réseaux fluviaux Phyllosilicates

-Lors du transport et de la sédimentation de matériel noachien, les minéraux hydratés des régions sources sont mélangés avec du matériel anhydre (éolien ou volcanique) qui domine volumétriquement si bien que les argiles détritiques ne seront pas forcément observables depuis l'orbite. Ce même argument est utilisé pour expliquer la présence ou l'absence d'argiles dans les éjectas de cratères impactant une croûte altérée. Si les éjectas contiennent une fraction volumétriquement trop importante de matériel anhydre excavé en profondeur, les argiles ne seront pas détectables (Barnhart andNimmo, 2011, Rogers, 2011) et al., 2009). C'est encore plus vrai pour l'opaline (contenant uniquement Si dans sa structure).

La neutralité de charge est assurée lors de la précipitation des sels par association avec les anions Cl -, SO 2- 3 , SO 2- 4 , CO 2- 3 et OH -. Parmi les sels produits en quantité on trouve alors les sulfates, carbonates et chlorures. Les sulfates n'ont pas été détectés en abondance en dehors de Sinus Meridiani, Valles Marineris et ses chaos orientaux, et quelques cratères d'Arabia Terra et Terra Sirenum (section 3.5.1). L'hypothèse favorisée est un contexte évaporitique (néoformation) issu de résurgences localisées de la nappe phréatique (type playa, ex : Wray et al., 2011, Squyres et al., 2006) et prédits par des modèles hydrologiques [START_REF] Andrews-Hanna | Early Mars hydrology : 2. Hydrological evolution in the Noachian and Hesperian epochs[END_REF]. Il existe cependant d'autres hypothèses invoquant une altération en surface de cendres volcaniques par de la glace d'eau ou neige (Niles andMichalski, 2009, Mangold et al., 2010). L'âge des dépôts de sulfates est principalement hésperien et s'ils se trouvent principalement dans des basins topographiques, ils sont découplés des basins noachiens alimentés par des réseaux fluviaux et sont associés à des minéraux typiques d'une acidolyse élevée (kaolinite, nontronite ; opaline ; hématite, goethite) qui ne sont pas représentatifs des minéraux observés globalement.

Des chlorures (ou sulfides) non hydraté ont été détectés dans l'infrarouge thermique (instrument THEMIS ; [START_REF] Osterloo | Geologic context of proposed chloride-bearing materials on Mars[END_REF], dans des milliers de sites isolés. Ils se trouvent préférentiellement dans des terrains LN/EH du sud, mais pas particulièrement corrélés avec des basins ou réseaux fluviaux. Il n'y a pas de dépôt spatialement extensif comme on pourrait s'y attendre s'ils s'étaient formés suite à l'altération de basalte en phyllosilicates et transportés vers des basins. Une érosion de tels dépôts n'est pas à exclure, mais une étude approfondie de ces sites effectuée dans l'équipe n'a pas révélé de lien génétique avec les argiles dans la plupart des cas (Ruesch et al., en préparation). Tout comme la majorité des sulfates, un contexte évaporitique (aride) est avancé pour la formation de chlorures bien que l'absence de sulfates à proximité de ces sels reste inexpliquée. Des perchlorates ont été identifiés par Phoenix dans les plaines du nord [START_REF] Cull | Concentrated perchlorate at the Mars Phoenix landing site : Evidence for thin film liquid water on Mars[END_REF] -Le gros de l'altération chimique s'est faite en sub-surface dans un environnement hydrothermal à faible W:R, impliquant que l'eau n'était pas stable en surface.

-L'altération s'est faite en surface et en milieu humide, les sels ont été transportés puis accumulés dans des basins mais l'érosion, le labourage de la surface par les impacts et l'accumulation de dépôts éoliens, volcaniques et fluviaux tardifs ont effacé la grande majorité de ces dépôts.

-Alternativement, les sels ont pu tous se dés-hydrater dans les conditions de rayonnement Argiles détritiques. Ces argiles sont assez nombreux sur Mars, associés à des basins sédimentaires et aux principaux deltas ou cônes alluviaux de Mars (sections 3.5.1.2, 3.5.1.3, 3.5.1.4) dont Terby, Holden et Eberswalde [START_REF] Milliken | Sources and sinks of clay minerals on Mars[END_REF], Jezero (Ehlmann et al., 2008)

Minéraux hydratés et cratères d'impact

Ce chapitre présente les cratères d'impact en tant que processus géologique à part entière et explore leur lien avec les minéraux hydratés. Deux études régionales ont été conduites, dans les plaines du nord et la région de Tyrrhena Terra, dans le but d'apporter des contraintes à la fois sur la composition de la croûte noachienne et l'existence probable de systèmes hydrothermaux localisés initiés par l'impact.

Impacts et minéralogie

Les terrains noachiens où se concentrent les minéraux hydratés sont aussi les plus cratèrisés : environ 10 fois plus que les terrains d'âge Hespérien et ils approchent ou sont à la densité de saturation [START_REF] Hartmann | Cratering Chronology and the Evolution of Mars[END_REF]. La présence de dépressions quasi-circulaires enfouies (Frey et al., 2002), l'origine météoritique probable (ex : [START_REF] Nimmo | Implications of an impact origin for the martian hemispheric dichotomy[END_REF] de la dichotomie hémisphérique (toutes deux d'âges pré-Noachien) et la possibilité d'un LHB vers ∼ 3.9 Ga [START_REF] Kring | Cataclysmic bombardment throughout the inner solar system 3.9-4.0 Ga[END_REF] km au lieu de ∼2 km pour un cratère à D = 20 km, [START_REF] Baratoux | Mineralogical structure of the subsurface of Syrtis Major from OMEGA observations of lobate ejecta blankets[END_REF].

L'impact créé une onde de choc qui se propage radialement au point d'impact. Elle est responsable d'un déplacement de matière sans compression ni chauffage appréciable que l'on retrouve dans l'éjecta. Le matériel restant en sub-surface va être compressé élastiquement, puis in-élastiquement et enfin être choqué à plus haute pression (Melosh, 1989). Le matériel excavé de l'éjecta est très peu modifié et sa partie proximale concentre du matériel qui était plus profond que sa partie distale. Cette répartition peut être modélisée analytiquement par le 'Z-model' (Maxwell, 1977) [START_REF] Barnhart | Martian post-impact hydrothermal systems incorporating freezing[END_REF][START_REF] Rathbun | Hydrothermal Systems Associated with Martian Impact Craters[END_REF][START_REF] Newsom | Impact crater lakes on Mars[END_REF]. Dans ce cas l'altération sera plus forte au niveau du pic central car le W:R y serait maximal et le temps de vie du système s'en trouve rallongé. La roche impactée fondue est composée de verre basaltique chaud et donc très réactif, son interaction sous climat humide et avec les panaches et veines créés par l'impact devrait produire des minéraux hydratés en abondance (Newsom, 1980). [START_REF] Pope | Impact melt sheet formation on Mars and its implication for hydrothermal systems and exobiology[END_REF] -Un cratère dont l'éjecta est altéré a très bien pu initier par ailleurs un système hydrothermal dans son pic central.

-Lorsque ce système est en fin de vie, des minéraux de plus bas grade peuvent se former au dessus des autres dans le pic central et la couche de roche impactée fondue (melt sheet), masquant l'origine hydrothermale.

-Un cratère a pu abriter un paléo-lac ou dépôt sédimentaire déconnecté de l'impact et des dépôts de minéraux altérés sur le pic central peuvent faire penser à de l'excavation.

-L'éjecta, plus réactif que la surface environnante, a pu s'altérer après l'impact si le climat le permettait.

Deux études statistiques ont été menées : l'une porte sur les plaines du nord et l'autre sur la région de Tyrrhena Terra.

Les cratères comme sondes de la croûte noachienne des plaines du nord

Cette section résume et complète un projet publié en 2010 (Carter et al., 2010). L'objectif est de tenter de contraindre la composition en minéraux hydratés de la croûte noachienne de l'hémisphère nord en utilisant les cratères comme sondes naturelles du matériel enfoui à grande profondeur.

Les plaines du nord

Les plaines du nord sont un ensemble d'unités géologiques qui recouvrent environ 1/3 de Mars dont la majorité de l'hémisphère nord. Elles sont en moyenne 5.5 km plus basses que les hauts plateaux du sud [START_REF] Smith | Topography of the Northern Hemisphere of Mars from the Mars Orbiter Laser Altimeter[END_REF] et la croûte y est presque deux fois moins épaisse [START_REF] Neumann | Crustal structure of Mars from gravity and topography[END_REF]. Elles se sont formées après la mise en place de la dichotomie crustale, entre le pré-noachien et le EN (ex : Werner and Medvedev, 2011). Son origine météoritique cataclysmique probable [START_REF] Frey | Large impact basins and the mega-impact origin for the crustal dichotomy on Mars[END_REF], Andrews-Hanna et al., 2008[START_REF] Reese | Impact origin for the Martian crustal dichotomy : Half emptied or half filled[END_REF][START_REF] Nimmo | Implications of an impact origin for the martian hemispheric dichotomy[END_REF] de re-modellage peri-glaciaires qui ont considérablement modifié la surface durant l'Amazonien (Tanaka et al., 2003, Kreslavsky andHead, 2006). Ces processus deviennent très intenses au delà de 60˚N . Une fraction importante de la surface est également couverte de poussière [START_REF] Ruff | Spectral evidence for zeolite in the dust on Mars[END_REF], Ody et al., 2010) compliquant plus encore son étude minéralogique. L'âge de cette nouvelle surface est majoritairement Hespérien, et dans une moindre mesure Amazonien (des coulées volcaniques ont été datées à moins de 100 Ma par Werner, 2009). Une très petite fraction de matériel Noachien subsiste sous la forme de chaines de montagnes fortement re-modelées [START_REF] Tanaka | geologic map of the northern plains of mars, 2888[END_REF].

Si l'on suppose que la croûte noachienne a bien été altérée indifféremment dans le nord et le sud (et le contraire serait difficile à expliquer), alors on s'attend à voir des minéraux hydratés excavés dans des cratères de diamètre D >10 km car alors leur profondeur d'excavation est suffisante pour atteindre la croûte enfouie. Les cratères plus petits sont par ailleurs moins résistants aux processus de re-modellage des plaines du nord, leur morphologie est souvent trop dégradée pour une étude orbitale. Le problème majeur est que ces processus ont également effacé la majorité des éjectas, seuls lieux qui permettent de départager définitivement l'excavation de l'hydrothermalisme d'impact. Quelques études ce sont déjà intéressées à la minéralogie des cratères du nord dans le but de contraindre la composition ignée des dépôts et de la croûte [START_REF] Stockstill-Cahill | A study of low-albedo deposits within Amazonis Planitia craters : Evidence for locally derived ultramafic to mafic materials[END_REF][START_REF] Rogers | Age relationship of basaltic and andesitic surface compositions on Mars : Analysis of high-resolution TES observations of the northern hemisphere[END_REF][START_REF] Salvatore | Definitive evidence of Hesperian basalt in Acidalia and Chryse planitiae[END_REF].

Observations

On utilise presque exclusivement les observations haute-résolution CRISM car les affleurements de croûte préservée intra-cratère ou dans l'éjecta sont rares et de petite taille.

Interprétation

Quatre arguments permettent de prouver l'altération de la croûte noachienne de l'hémisphère nord de Mars.

Contraintes apportées par la prehnite. La présence de prehnite dans un cratère de 20 km de diamètre démontre que celle ci est excavée d'une profondeur > 1 km (voir figure 3.51). La

Perspectives

Conclusions et perspectives

  se trouvent. Sont ensuite abordés les moyens d'études disponibles sur la Terre et sur Mars, en insistant sur la spectroscopie infrarouge proche utilisée par OMEGA et CRISM. Une courte chronologie des environnements géologiques de Mars servira de canevas aux détections de minéraux hydratés. Ce chapitre se clôt sur un bilan des connaissances au début du travail de thèse. Le second chapitre est consacré à l'étude orbitale des minéraux hydratés avec les instruments OMEGA et CRISM. Sont présentés les méthodes d'observations, de traitement et d'analyse des données hyper-spectrales pour la recherche de minéraux hydratés. De nouveaux outils ont été développés pour identifier et cartographier plus efficacement ces minéraux, ils seront comparés aux autres outils existants. Le troisième chapitre présente les résultats de l'étude à l'échelle planétaire des sites présentant des minéraux hydratés sur Mars. Cette étude est la collection d'une analyse globale et statistique avec des approches plus locales et détaillées. Les grandes tendances de l'altération aqueuse sont extraites aux côtés d'une importante diversité minéralogique et de contexte géologique. Chaque classe de minéral hydraté identifié est abordée en détail et leurs contextes géologiques sont comparés à ceux que l'on trouve sur Terre. La synthèse de ces observations et leur interprétation permettent d'avancer l'existence passée d'un cycle des argiles sur Mars, similaire au cycle terrestre. Le dernier chapitre explore un contexte géologique dans lequel on trouve très fréquemment des minéraux hydratés : les cratères d'impacts. Le processus d'impact a eu un rôle sur la formation et la distribution des minéraux hydratés sur Mars qui demeure largement incompris. A nouveau, l'utilisation d'études statistiques couplées à des approches détaillées tente d'éclaircir ce rôle en départageant notamment les cas où les impacts forment des argiles par hydrothermalisme ou excavent du matériel altéré en profondeur.

Figure 1 . 1 -

 11 Figure 1.1 -Gauche : Royaume d'existence des argiles et de la plupart des minéraux hydratés sur Terre (Source : Velde, 2010). Droite : Image MEB de cristaux de kaolinite : la structure en feuillets/couches est apparente.

Figure 1 . 2 -

 12 Figure 1.2 -Structure des phyllosilicates. Source : Webmineral (www.webmineral.com)

Figure 1 . 3 -

 13 Figure 1.3 -Contextes géologiques de formation, transport et transformation d'argiles sur Terre(Eslinger and Pevear, 1988).

1. 1 . 3 . 1 . 2 Figure 1 . 4 -Figure 1 . 5 - 1 Figure 1 . 6 -

 13121415116 Figure 1.4 -Composition modale des roches ultra-felsiques à ultra-basiques avant (gauche) et après (droite) altération de faible intensité. Source : Velde, 1992.

Figure 1

 1 Figure 1.7 -Influence du climat sur la zonation verticale des minéraux du sol. Source : Nagel

Figure 1 . 8 -

 18 Figure 1.8 -Minéraux hydratés en fonction de la température/profondeur du basin sédimentaire (roche baslatique). Source : Velde, 2010 d'après Inoue, A.

1. 1 . 3 . 4

 134 Métamorphisme de bas grade, hydrothermalisme Métamorphisme et hydrothermalisme regroupent les mêmes principes d'altération : des fluides chauds circulent dans des veines de roches fracturées et forment des nouveaux assemblages de minéraux hydratés. Le métamorphisme a surtout lieu à grande profondeur et donc haute température alors que l'hydrothermalisme peut se produire plus proche de la surface à la faveur par exemple d'intrusions magmatiques. Le métamorphisme de faible grade est dans la continuité de la diagénèse d'enfouissement, elle se produit à des profondeurs, pressions et températures plus élevées : T = [ 200 -500 ]˚C, p 4-5 kbar (figure 1.9). Quelques minéraux hydratés se forment dans cet environnement par transformation d'argiles pré-existantes. Au delà de 500˚C, les roches ignées anhydres dominent. Sur Terre, le métamorphisme de faible grade a lieu dans la partie inférieure de profonds basins sédimentaires, dans des zones de collision/subduction et par thermo-métamorphisme au voisinage d'un corps magmatique. Érosion et tectonique vont amener ces roches vers la surfaces où elles seront altérées. La plupart des basaltes terrestres ont été partiellement altérés par métamorphisme/hydrothermalisme avant d'être exposés à la surface. S'il n'y a pas de tectonique des plaques sur Mars, ces roches profondes peuvent tout de même être exposées à la surface à la faveur d'évènements tectoniques épisodiques et par excavation lors d'impacts météoritiques.

Figure 1 Figure 1 .

 11 Figure1.9 -Faciès métamorphiques terrestres. Sont indiqués les principaux assemblages de minéraux hydratés pour chaque faciès. La profondeur équivalente pour Mars est calculée en prenant une croûte de densité constante ∼ 2.6.

2 . 1 . 1

 211 Phyllosilicates et assimilés (certains sorosilicates et inosilicates). La structure des phyllosilicates fait que l'eau peu être liée de 3 façons (par intensité croissante) : -adsorbée à la surface dans les micro-cavités du cristal -adsorbée dans l'inter-couche, les molécules sont liées entre elles par liaisons H -absorbée dans l'inter-couche, les molécules sont liées aux feuillets par liaisons H La figure 1.11 résume ceci. La position des bandes d'eau varient finement en fonction du type de liaison. Leur intensité sera proportionnelle à la quantité d'eau liée, ainsi les smectites (ex : montmorillonite) dont l'intercouche est expansible et permet l'accumulation de grande quantité de molécules d'eau absorbée et adsorbée aura de très fortes bandes d'absorption. Les phyllosilicates hydroxylés dépourvus d'eau structurelle (dans l'inter-rouche) telle la kaolinite n'auront en revanche pas d'absorption liée à l'eau (notamment les combinaisons vers 1.9 µm) mais seulement celles liée à OH -(notamment vers 1.4 µm). Ce critère permet dans certain cas de différentier les phyllosilicates hydratés vs. hydroxylés, bien qu'en pratique de faibles bandes d'eau sont souvent constatées en raison d'impuretés ou d'eau adsorbée à la surface du minéral. Les phyllosilicates peuvent être discriminés plus encore grâce à des transition vibrationnelles de bend et stretch de la liaison X -OH, où X désigne le cation métallique du cristal. Ce dernier est typiquement Al 3+ , Fe 3+ , Fe 2+ ou Mg 2+ . Les fondamentaux de ces transitions se trouvent vers 11 (bend δ) et 2.7 (stretch ν) µm, ce sont à nouveau les harmoniques et combinaisons que l'on observe dans l'infrarouge-proche. Leur position fine varie elle aussi avec les cations, en fonction de la charge globale des 3 sites ioniques octaédriques et tétraédriques. Les feuillets octaédriques peuvent accueillir les 3 cations métalliques (deux seulement s'il s'agit de Al 3+ , un site reste vacant), alors que seul Al 3+ occupera les sites tetraédriques. Nous verrons plus tard le rôle des ions Si dans ces sites sur le spectre. Ainsi la composition chimique et structure propre de chaque phyllosilicate devrait permettre de l'identifier individuellement. En pratique, du fait de substitutions ioniques dont le nombre de combinaisons possibles est quasi-infini, il n'existe pas de structure unique pour chaque type de minéral. Seuls certains peuvent êtres identifiés sans ambiguïté (telle la préhnite) du fait de bandes très particulières. Comme résumé dans le tableau 1.2.2.1.4, la position des bandes ne peut bien souvent qu'indiquer la composition ionique globale associée à une structure générale, et il y a en général plus d'un candidat possible. Les contraintes apportées par la présence de plusieurs bandes et la forme spectrale globale permet quasiment systématiquement d'avoir une liste de possibilité qui est toutefois restreinte (< 5 minéraux). De plus la composition ionique globale trace en général un type d'environnement de formation ou de transformation particulier, si bien que le nom exact de l'espèce identifiée importe peu. Les tendances générales sont donc : -une bande vers 2.20 µm tracera des phyllosilicates riches en Al 3+ -une bande vers 2.29 µm tracera des phyllosilicates riches en Fe 2+ /Fe 3+ -une bande vers 2.33 µm tracera des phyllosilicates riches en Mg 2+ -les phyllosilicates de composition cat-ionique intermédiaire ont un comportement spectral ∼ linéaire : un phyllosilicate riche en Al et Fe aura une bande vers 2.25 µm, alors qu'une composition Fe+Mg aura une bande entre 2.29 et 2.33 µm se décalant vers 2.33 avec la diminution du rapport F e F e+M g . Des exemples représentatifs sont donnés en figure 1.12. A noter qu'il existe de rares exception telle la gibbsite (Al(OH) 3 ) dont la bande caractéristique se trouve vers 2.29 µm au lieu de ∼ 2.20 µm. 1.2.2.1.2 Zeolites (tectosilicates) et sels hydratés (notamment sulfates). Ces minéraux possèdent des molécules d'eau faiblement liées par liaisons H soit dans la structure même (sels hydratés) ou dans les interstices (zéolites). Le spectre infrarouge proche est dominé par les

Figure 1 .

 1 Figure 1.11 -Liaisons des molécules d'eau dans les phyllosilicates et assimilés. L'eau peu être adsorbée en surface ou adsorbée/absorbée dans l'intercouche. L'eau adsorbée en surface est la moins liée, les hydroxydes structurels sont les plus liés. Source : Velde, 2010

Figure 1 .

 1 Figure 1.12 -Spectres de bibliothèque de phyllosilicates, sulfate, carbonate et silice hydratée. Les flèches indiquent les transitions principales et les espèce chimiques responsables.

Figure 1 .

 1 Figure 1.13 -Difficulté des identifications minérales entre zéolites, sulfates et autres sels hydratés. Les bandes d'absorptions sont larges et dues aux liaisons H-O-H. Source des spectres : bibliothèque RELAB (zéolites, sulfate), Hanley et al., 2010 et Hanley et al., 2011 (chlorides hydratées).

1. 2 1

 21 Caractérisation des minéraux hydratés -Taille des grains, type de mélange et revêtements (coatings). Taille des grains, type de mélange et revêtements. Les spectres de minéraux ont des valeurs variables à la fois de leur profondeur de bandes d'absorptions (absolue et relatives aux autres) et de réflectance absolue. Elles sont fonction de la distribution en taille de grain, et d'éventuels mélanges et coatings. Lorsque la lumière interagit avec le minéral, le nombres d'absorptions et de réflexions internes en fonction de la longueur d'onde incidente va gouverné le spectre de réflectance. Par ailleurs, les bandes d'absorptions auront tendance à être plus faibles lorsque l'albédo de simple diffusion est élevé car la lumière interagit peu avec le grain. Un mélange linéaire (spatial) de plusieurs minéraux n'est pas équivalent à un mélange intime à l'échelle des grains du type 'poivre et sel'. La figure 1.14 illustre la conséquence de la taille des grains et du type de mélange sur le spectre résultant. Ces effets radiatifs font que les abondances minérales ne peuvent être correctement estimées qu'à partir de modèles non-linéaires (abordés plus tard). Une déconvolution linéaire des spectres ne pourra donner qu'un ordre de grandeur de l'abondance individuelle des espèces mélangées et il subsistera une dégénérescence avec la taille des grains. Les revêtement (gaines d'oxydes de Fe par exemple) sont surtout problématiques dans l'IR moyen mais peuvent également modifier les spectres IR proches.

Figure 1 .Figure 1 .

 11 Figure 1.14 -Influence de la taille des grains et du type de mélange sur le spectre de nontronite et de sulfates. Gauche : Spectres de nontronite pour différentes tailles de grains. Droite : Comparaison d'un mélange linéaire (spatial) ou intime (grains) des sulfates alunite et jarosite. Source des spectres : bibliothèques RELAB et USGS.

Figure 1 .Figure 1 .

 11 Figure 1.16 -a. Influence de la température sur un spectre de montmorillonite (Gavin and Chevrier, 2010) b. Spectres de lizardite avant et après impact par un projectile (Gavin et al., 2011). c. Spectres de nontronite après traitement acide (Altheide et al., 2010).

Figure 1 .

 1 Figure 1.18 -Age des terrains martiens. Source : Nimmo and Tanaka, 2005

1. 3 . 1 . 2 Figure 1 .

 3121 Figure 1.19 -Cartographies globales de réseaux fluviaux (gauche) et paléo-lacs sur Mars (droite). Sources :Hynek et al., 2010, Fassett and[START_REF] Fassett | Valley network-fed, open-basin lakes on Mars : Distribution and implications for Noachian surface and subsurface hydrology[END_REF]

Figure 1 .

 1 Figure 1.20 -Exemples de cartographie géologique de réseaux fluviaux et paléo-lacs. Gauche : Paléo-lac dans Jézéro Cratère (âge LN/EH), Nili Fossae. Mosaïque THEMIS-Visible et CTX. La cartographie géologique provient de Ehlmann et al., 2008. Droite : Cartographie de réseaux dendritiques dans Sabaea Terra (Noachien) par Fassett and Head, 2008a.

Figure 1 .

 1 Figure 1.21 -Cycle hydrologique de Mars postulé au Noachien. Source : Fassett and Head, 2008a.

Figure 1 .

 1 Figure 1.22 -Dépôts sédimentaires sur Mars au LN/Hespérien. Bleu foncé : Sédiments martiens identifiés dans Malin and Edgett, 2000. Dégradé bleu-ciel à rouge : Simulation de dépôts sédimentaires au Noachien/Hespérien réalisée par Andrews-Hanna and Lewis, 2011 (épaisseur des dépôts en mètres).

Figure 1 .

 1 Figure 1.23 -Nouveau paradigme de l'altération aqueuse de Mars proposé par Bibring et al., 2006b.

Figure 2 . 1 -

 21 Figure 2.1 -a. Cube hyper-spectral CRISM. b. Spectre extrait d'un pixel. c. Tranche du cube projetée géométriquement.

Figure 2 . 4 -

 24 Figure 2.4 -Détérioration de la voie C OMEGA. a. Évolution temporelle du nombre de spectels défectueux. b. Spectres OMEGA en début de mission (noir ) et peu avant le dysfonctionnement de la voie C (orange).

  ont démontré que cette hypothèse était globalement valable pour des angles de phase compris entre 25˚et 100˚car alors les écarts en réflectance restent inférieurs à 10%. Les observations utilisées ont un angle d'incidence qui varie typiquement entre 30˚et 70˚et sont quasi-nadir (e <10˚) : l'angle de phase sera donc toujours dans la bonne gamme de valeur. Sous cette hypothèse la seule observable est la radiance incidente et non l'angle d'incidence ni d'émergence. Elle s'obtient géométriquement comme la radiance solaire multipliée par le cosinus de l'angle d'incidence. Cet angle n'intervient pas dans de r λ . On prend pour repère une normale locale basée non sur le géoide mais sur la pente locale. La pente est obtenue à partir d'un modèle topographique MOLA de la surface. Sa résolution de 460 m est équivalente à OMEGA mais inférieure à CRISM (18 m/pixel). Ainsi elle ne saurait prendre en compte des variations à petite échelle comme les falaises et bords de cratères. L'interprétation des données OMEGA et CRISM à de tels interfaces doit donc se faire prudemment.

Figure 2 . 6 -

 26 Figure 2.6 -Noir : Transmittance atmosphérique OMEGA calculée à partir de l'observation d'Olympus Mons 2483 4. Bleu et rouge : Transmittances de références obtenue à partir d'observation d'Olympus Mons et d'un modèle radiatif.

4 )

 4 La composition de surface est prise identique pour les deux observations. Ce modèle suppose également un coefficient d'absorption α λ constant avec l'altitude correspondant à l'approximation de Beer-Lambert qui ne devrait pas s'appliquer ici car α varie d'un facteurs ∼ 7 entre la base et le somme du volcan. L'atmosphère martienne étant très peu opaque hors période de tempête ou nuage, on considèrera la transmittance négligeable au delà des premiers km. La figure 2.6 présente la transmittance atmosphérique calculée avec cette approche simple sur l'observation OMEGA # 2483 4 d'Olympus Mons et comparée aux spectres de transmittance de référence utilisés pour le traitement des données OMEGA, l'accord est bon.

  2.5) Où l correspond au trajet optique total du flux solaire incident et émergent et β = l ∆h Il n'est pas possible d'obtenir la réflectance directement à partir ce ces deux équations car on ne peut pas estimer avec suffisamment de précision le rapport de parcours optiques l ∆h (définir l revient à définir une hauteur d'atmosphère et α(λ) n'est pas constant sur tout le trajet).La solution retenue et employée depuis l'instrument ISM[START_REF] Erard | New Composite Spectra of Mars, 0.4-5.7 mum[END_REF] consiste à estimer empiriquement β en forçant la réflectance dans une des raies du triplet CO 2 (1.97, 2.01 et 2.07 µm) a être égale à celle juste en dehors de cette raie. Cela correspond donc à annuler la bande d'absorption en question, ainsi que les autres présentes dans le spectre de transmittance (on applique le même facteur β ∀ λ). Si λ CO2 correspond à la longueur d'onde d'une des raies du triplet et λ ref celle juste en dehors, on écrit :

. 6 )

 6 Les longueurs d'ondes de référence utilisées sont λ ref = 1.980 et λ CO2 = 2.007 (McGuire et al., 2009a). Ces références sont choisies très proches afin que l'hypothèse de réflectance identique entre elles deux soit réaliste. Il existe en effet des contaminants pouvant faire dévier cette réflectance : large bande d'absorption du pyroxene, des minéraux hydratés, de la glace d'eau ou encore pente spectrale négative si la densité d'aérosols ou de poussière au sol est élevée. Une illustration est fournie en figure 2.7 à partir de spectres OMEGA de pyroxene et d'un minéral hydraté modifiant le continuum dans cette région : le choix de références proches réduit sensiblement l'artéfact du triplet CO 2 . Le même algorithme est utilisé indifféremment pour OMEGA ou CRISM qui possède des transmittances atmosphériques adaptées à sa plus haute résolution spectrale. Ce gain en résolution et des distorsions optiques propres à CRISM (section 2.2.4.3) font que la correction est moins efficace pour cet instrument.

  et permet d'extraire un spectre de transmittance pour chaque pixel (x, y) d'altitude z. Un exemple de transmission ainsi générée est donné en figure 2.8b et comparé aux transmittances précédentes. L'albédo corrigé est obtenu immédiatement : r(λ, x, y) = I(λ,x,y)

Figure 2 . 8 -

 28 Figure 2.8 -Correction atmosphérique skydip sur l'observation OMEGA 0422 4 (Nili Fossae). a. Ajustements de T atm ≈ 1 -τ pour λ = 1.44 et 2.01 µm. b. Spectres de transmittance généré par skydip et modélisé pour un pixel. c. Comparaison du spectre de nontronite (identique à la figure 2.7) corrigé avec les deux méthodes d. Idem pour un spectre de clino-pyroxène.

Figure 2

 2 Figure 2.9 -Observation CRISM à forte opacité atmosphérique (Ls = 271˚). Haut : Réflectance à 1.3 µm : le contraste est très faible, on cartographie la pente spectrale. Bas : Évolution latitudinale de la réflectance et pente spectrale avec la masse d'air (i.e. angles d'émergence et de phase). Le RMS du triplet CO 2 est quasi constant après correction atmosphérique.

Figure 2 .

 2 Figure 2.11 -Identification et correction des spectels défectueux sur les données OMEGA. a. Détermination du courant de pré-charge nominal (ajustement linéaire sur les spectels fiables en orange). b. Correction des spectels défectueux sur les spectres.

8 )-

 8 Recherche des points d'inflexions dans la dérivée du spectre (sur 3 spectels).Un spike sera détecté lorsque critere(λ) prendra une valeur au dessus d'un certain seuil et si ce spectel λ correspond à un point d'inflexion de la dérivée. On reconstruit le spectre par interpolation linéaire (type plus proche voisin). Une récurrence est effectuée sur l'algorithme : on diminue à chaque pas la seuil de détection du premier critère. Cette étape est nécessaire pour correctement reconstruire le spectre dans les régions où plusieurs spikes se trouvent cote à cote (par exemple vers 2 µm après correction atmosphérique). A chaque pas est recalculé et affiné l'estimation du spectre moyen glissant (voir figure 2.13). Chaque cube CRISM est systématiquement corrigé des spikes les plus importants (seuil à 4 %).

Figure 2 .

 2 Figure 2.13 -Correction des spikes spectraux. Exemple d'un spectre d'argile Fe/Mg d'une observation CRISM (FRT 622B, cratère Terby). a. Spectre brut d'un pixel corrigé des spikes en deux itérations sur le seuil de 2 à 1% (rouge) et sur-corrigé avec un seuil trop bas (bleu). b. Idem sur un rapport de spectres faire ressortir la signature d'argile.

Figure 2 .

 2 Figure 2.14 -Correction des stries verticales CRISM (observation FRT 622B, cratère Terby). a. Réflectance striée à 1.01 µm (spectel #1). b. Réflectance à 1.01 µm dé-striée. c. Résidu de striage. d. Profils réel et idéal, leur rapport donne le profil de stries.

Figure 2 .

 2 Figure 2.15 -Cartographie du critère d'absorption minérale à 2.31 µm des smectites Fe/Mg a. Sur le cube de réflectance non corrigé et b. sur le cube dé-strié : la carte est plus propre.

Les figures 2 .

 2 16c,d montrent la fonction de transfert reconstruite empiriquement à partir des données, on peut voir qu'elle dépend du flux (représenté par le niveau de pré-charge à 1.3 µm) et que cette dépendance varie avec la longueur d'onde. Le spectre noir est la FdT théorique, sans non-linéarité toutes les courbes empiriques devraient être confondues avec elle. La figure 2.16d montre plus clairement la dépendant en longueur d'onde : on comprend que des rapports de spectres entre deux spectels (à 1.3 et 1.5 µm ici) va dépendre du flux incident.

Figure 2 .

 2 Figure 2.16 -Non linéarité instrumentale OMEGA. a. Profil latitudinal de réflectance et du niveau de pré-charge à 1.3 µm pour deux observations de la même région. b. Profil du critère d'argiles Fe/Mg à 2.3 µm en fonction du flux incident. c. Spectres moyen d'argiles Fe/Mg dans cette région. d. Fonction de Transfert empirique calculée pour différents flux incidents. e. Evolution de la FdT à 2 longueurs d'onde en fonction du flux incident.

Figure 2 .Figure 2 .

 22 Figure 2.17 -Comparaison des calibrations TRR2 et TRR3. a. Spectres de réflectance non corrigés de l'atmosphère. b. Rapports de spectres montrant des phyllosilicates Fe/Mg (mêmes pixels).

  photométriques si la surface n'est pas parfaitement lambertienne. Les observations CRISM dont la température de détecteur est anormalement chaude (>126K) seront plus bruitées et la partie thermique >3 µm sera inexploitable. La figure 2.19 montre la comparaison spectrale en voie C pour les 6 observations co-jointes. Les spectres OMEGA (couleurs foncées) et CRISM (couleurs claires) sont des moyennes spatiales de sorte qu'ils échantillonnent la même surface au sol, et sont pris à angle d'émergence minimal (e< 10˚). Les rapports des spectres moyens OMEGA sur CRISM sont en noir. On remarque dans 3 cas sur 6 un très bon accord global entre la réflectance OMEGA et CRISM (moins de 10% d'écart). L'écart important pour l'observation 6438 1 est dû à la forte variabilité d'albédo dans la région où l'observation a été faite. Il y a également un écart > 25% pour les observations 6515 0 6442 1 dont les spectres indiquent la présence de givre de CO 2 en surface (en orange un spectre de givre modélisé et mis à l'échelle). Si l'écart d'albédo est sensible dans 3 cas sur 6 ou pourra tout de même comparer l'allure des spectres. La figure 2.20 montre le rapport médian sur les 6 observations. Le bruit dans les spectres est

Figure 2 .

 2 Figure 2.19 -Comparaisons spectrales OMEGA-CRISM. Couleurs claires : Spectres moyens CRISM. Couleurs foncées : Spectres moyens OMEGA Noir : Rapports spectraux OMEGA/CRISM.

Figure 2 .

 2 Figure 2.20 -Comparaisons spectrales OMEGA-CRISM (suite). Rapport spectral OMEGA/CRISM median des 6 observations co-jointes, artéfact entre 1 et 1.25 µm.

  le signal. A chaque tranche correspond un vecteur propre source. Ces méthodes sont aveugles : elle ne fournissent aucun indice sur la nature des sources extraites, il faudra donc une étape supplémentaire pour identifier les sources intéressantes. La performances de l'ACP par rapport à la méthode des critères spectraux a été évaluée sur les observations OMEGA et CRISM, un exemple est fourni en figure 2.21. Les vecteurs propres sont extraits dans l'ordre décroissant d'énergie spectrale. Dans cette observation, la première tranche représente l'albédo, la seconde la pente et la troisième les minéraux hydratés. Deux espèces distinctes sont présentes mais non discernées par ACP. De manière générale, les minéraux hydratés sont extraits parmi les 10 premiers vecteurs propres lorsque l'ACP est calculée sur des cubes de réflectance traités. La carte correspondante est très similaire à celle extraite par la méthode des critères spectraux, mais ces derniers fournissent une information supplémentaire puisqu'ils testent chacun une bande d'absorption particulière. Il est indispensable à l'issue de l'ACP d'identifier les vecteurs propres en les comparant à des spectres de référence (voir sections 2.5.3 et 2.5.4). Il apparait que l'ACP fournie des performances similaires en terme de cartographie et de spectre représentatif extrait (dit 'endmember' ) que les critères spectraux, au détriment d'un temps de calcul beaucoup plus long et l'absence d'informations à priori sur les sources extraites. Le seul avantage est qu'elle permet d'extraire des sources auxquelles on ne s'attend pas forcément (espèces minérales rares par exemple), alors que les critères spectraux ne peuvent trouver des espèce minérales dont les bandes d'absorption ne sont pas testées. On peut voir en figure 2.22 les quatre premières tranches de la MNF calculée sur le cube de réflectance. Cette méthode fonctionne moins efficacement que l'ACP en raison de sa sensibilité aux systématiques (striage vertical et smile spectral), elle est d'ailleurs utilisée par Ceamanos and Doute, 2010 pour estimer la contribution du smile dans les spectres. En revanche, ses performances sont supérieures à l'ACP lorsque calculée sur un cube de rapport de spectres traité des systématiques (voir méthodologie en section 2.4.2.1). La première tranche cartographie les deux types de minéraux hydratés, les deux suivantes les cartographient individuellement.

Figure 2 .Figure 2 .

 22 Figure 2.21 -Rotation ACP sur une observation CRISM et comparaison avec les critères spectraux. Gauche : Carte de 2 critères spectraux (phyllosilicates Fe/mg et zéolites/sulfates). Droite : Plan ACP #3 et vecteur propre associé, les deux minéraux ne sont pas discriminés.

Figure 2 .

 2 Figure 2.23 -Exemple de spectre d'argile dont l'abondance a été estimée en utilisant le modèle de Shkuratov dans le cadre de la préparation du 5 e workshop MSL (16-18 mai 2011 ). Crédit : F. Poulet

Figure 2 .

 2 Figure 2.24 -Cube de rélfectance synthétique constitué des principales espèces minérales observées dans le proche infrarouge. Droite : Spectres de laboratoire injectés dans le cube.

Figure 2 .Figure 2

 22 Figure 2.25 -Biais des critères de minéraux hydratés en présence des contaminants spectraux pyroxène, olivines, poussière et glace d'eau. Chaque carte est normalisée par la valeur réelle du critère calculée avant mélange. Les cartes représentent la valeur de chaque critère normalisée par sa valeur réelle. A l'exception du critère à 1.92 µm, les critères calculés avec contaminants sont inférieurs à leur valeur réelle, ce qui est prévisible du fait du mélange linéaire. Les cartes sont cependant très hétérogènes :

2. 4 . 2 . 1 Figure 2 .

 4212 Figure 2.27 -Transformation du cube de réflectance TRR2 traité/TRR3 en cube de rapports de spectres. Exemples de deux observations (FRT 622B, gauche et FRT 9A8D ,droite) difficiles à étudier du fait du fort contraste en albédo et la présence de zones d'ombre.

Figure 2 .

 2 Figure 2.28 -Exemples de spectres sans moyennage spatial pris sur le cube TRR2 (clair ) et sur le cube de rapports de spectres (sombre) : on met alors facilement en évidence la présence de phyllosilicates Fe/Mg et zéolites/sulfates.

Figure 2 .

 2 Figure 2.29 -Critères spectraux de smectites Fe/Mg et zéolites/sulfates pour l'observation FRT 622B. Les flèches creuses indiquent les fortes détections, les cercles pleins des artéfacts (faux positifs). Ils sont dû ici à des zones d'ombre et de trop fort éclairement

Figure 2 .Figure 2 .

 22 Figure 2.30 -Critères spectraux de smectites Fe/Mg et zéolites/sulfates pour l'observation FRT 9A8D. Les faux positifs sont très visibles ici et dûs à la présence d'ombre.

Figure 2 .Figure 2 .Figure 2 .

 222 Figure 2.32 -Correction atmosphérique facultative : cartes et spectre du critère de smectites-Fe/Mg à 2.3 µm, et carte du critère de zéolites à 2.4 µm.

Figure 2 .FiltreFigure 2 .

 22 Figure 2.35 -Soustraction des systématiques résiduels sur les cartes de critères spectraux.

Figure 2 .

 2 Figure2.38 -Spectre moyen sur 5736 pixels extraits du cube de rapport de spectres de l'observation FRT 9E58. L'erreur calculée par bootstrap est en bleu.

  Si le S/B augmente, l'erreur sur la distribution mise en évidence par bootstrap n'est dans ce cas pas négligeable (figure 2.39), et son comportement est très différent pour les deux critères.Le critère smectites-Fe donne un spectre moyen avec une erreur quasi-nulle alors qu'elle est très importante pour le critère smectite-Mg/Chlorites, ce qui signifie que la distribution spectrale est au moins bi-modale. Ceci est vérifié en pratique car on observe que ce critère est contaminé par la présence de zéolites ou sulfates (figure2.40). Le spectre moyen dans ce second cas n'a pas de sens physique. Une solution efficace consiste à filtrer la région d'intérêt en fonction des paramètres spectraux pouvant contaminer celui que l'on souhaite étudier. C'est ce qui fait en figure2.40 où on montre que ce spectre est un mélange spatial de smectite-Fe/Mg et zéolites/sulfates.

Figure 2 .Figure 2 .

 22 Figure 2.40 -Analyse spatiale avec OCAT -Observation FRT 622B. Gauche : Cartes de zeolites/sulfates (bleu) et smectites-Fe/Mg (rouge). La ROI est en pointillés. Droite : Spectres médian extrait de la ROI après sélection par les critères spectraux.

Figure 2 .Figure 2 .

 22 Figure 2.42 -Etude de l'histogramme de la bande de smectites-Fe/Mg vers 2.3 µm pour 62 observations CRISM pour lesquels ces minéraux sont détectés. Rouge : Histogramme médian.

Figure 2 .

 2 Figure2.44 -Spectres moyens 'endmember' de kaolinite extraits automatiquement de l'observation FRT ADA4. Ces quatre spectres sont à la même échelle mais décalés verticalement pour plus de clarté.

2. 5 . 4 . 3

 543 Construction de browse products pour l'évaluation et la visualisation rapide des observations. On obtient donc pour chaque observation une série d'une dizaine de spectres et de cartes minérales générées automatiquement. On a vu que certains critères spectraux ne tracent pas une seule espèce minérale : le critère à 2.35 µm par exemple est sensible à la fois aux smectites-Mg, aux chlorites et aux zeolites/sulfates (figure2.40). Pour que les endmembers soient indépendants, on établie des règles de sélection sur les critères concernés. On peut par exemple soustraire ou masquer (avec un seuil) la carte des zeolites/sulfates à celles des chlorites.L'étape suivante consiste à comparer les endmembers indépendants restants (moins nombreux) à des spectres de laboratoire. Chaque endmember correspond à une carte de critère qui teste une bande d'absorption pouvant appartenir à un sous-ensemble de spectres de laboratoire. On choisit donc un petit nombre de spectres de laboratoire dont les bandes sont compatibles avec chaque endmember que l'on va ajuster (ajustement itératif par méthode du gradient et évaluation du χ 2 ). On utilise une pondération spectrale pour l'ajustement de courbe qui est adaptée à la position de chaque bande spectrale (3 fois plus forte au voisinage et dans la bande spectrale). On calcule ensuite l'erreur RMS (spectre ajusté -spectre de laboratoire) sur la gamme spectrale où se situe l'absorption et on ne garde que les 3 meilleurs ajustements.Un exemple est donné en figure2.45 : on montre les endmembers (spectres noirs) des critères de kaolins, smectite-Al et chlorite. Les spectres en couleur sont les ajustements de spectres de laboratoire. Le meilleur ajustement est donné en bleu pour chaque critère et correspond bien à ce qu'une étude manuelle du cube aurait donné.

2. 6 . 1 Figure 2 .

 612 Figure 2.45 -Ajustements de spectres de laboratoire pour 3 endmembers et carte de critères générés automatiquement pour l'observation CRISM FRT ADA4.

Figure 2 .

 2 Figure 2.46 -Comparaison des cartes de critères générés automatiquement par le pipeline CAT et celui décrit ici.

2. 7

 7 Fusion des données hyper-spectrales et d'imagerie et outils SIG 2.7.1 Projection des données OMEGA/CRISM Afin de pouvoir mettre en relation les jeux de données hyperspectraux et d'imagerie de contexte il faut les projeter géographiquement. Toutes les données de contexte sont déjà projetées et disponibles dans de nombreux formats intégrables dans des programmes GIS. Pour les données OMEGA et CRISM on utilise par défaut une projection cylindrique, la projection est faite sous IDL grâce à la fonction MAP PATCH. Si la co-registration des cartes projetées avec celles d'imagerie ne pose pas de problème à grande échelle (OMEGA ou CRISM MSP), des dis-

  bleu figure 3.2). D'âges noachien à hésperien, ils présentent principalement des smectites riches en Fe (nontronite) et Al (montmorillonite) ainsi que des sulfates poly-et mono-hydratés et ont constitué le point de départ d'études géo-chimiques tentant d'expliquer les premiers environnements aqueux et leur évolution (ex : Tosca and Knoll, 2009, Chevrier, 2008). Seules quelques études s'étaient intéressées aux autres sites, alors peu nombreux et éparpillés dans les hauts terrains du sud (en particulier Mustard et al., 2008). Ces quelques dizaines de sites identifiés avec OMEGA puis CRISM (voir figure 1.24) n'avaient pas été étudiés en détail. L'étude des minéraux hydratés à l'échelle globale conduite ici répond à plusieurs besoins : -Contraindre l'étendue spatiale de l'altération : était-elle principalement restreinte à ces 4 sites ou au contraire d'échelle planétaire ? -Tester s'il existait un environnement d'altération typique en regardant la composition minérale et le contexte morphologique.

Figure 3 . 1 -

 31 Figure 3.1 -Cube OMEGA global de Mars (ici à 16 pixels-par-degrés). a. Carte globale d'albédo et critère ACP de minéraux hydratés superposé en couleurs. b. Gros plan montrant la cartographie de régions hydratées étendues sur arrière-plan THEMIS.

Figure 3 . 3 -Figure 3 . 4 -

 3334 Figure 3.3 -Cartographie globale avec les observations haute résolution CRISM. a. Nombre d'observations analysées par (10˚) 2 . Chaque observation est matérialisée par un point noir. b. Nombre de détections CRISM de minéraux hydratés. c. Densité surfacique de détection CRISM.

3. 4 Figure 3 . 5 -

 435 Figure 3.5 -Nombre de détection en fonction de la latitude et de l'altitude. Les détection sont concentrées dans les hauts terrains du sud.

(Figure 3 . 7 -

 37 Figure 3.7 -Répartition des détections de minéraux hydratés en 4 classes morphologiques : cratères d'impact, affleurements de croûte, cônes/deltas alluviaux et dépôts (sédimentaires, éoliens, volcaniques).

Figure 3 . 8 -

 38 Figure 3.8 -Fréquence des minéraux hydratés sur Mars groupés en 9 classes spectrales.

3. 4 . 4 . 3 Figure 3 .

 4433 Figure 3.10 -Densité de minéraux hydratés associés aux cratères et densité de cratères en fonction de l'âge. On utilise les isochrones usuelles (Hartmann).

  On s'intéresse dans cette section au contexte géo-morhpologique et à la composition chimique de certains minéraux hydratés détectés sur Mars. Sont peu abordés sulfates et carbonates car ils ont été étudiés en détails dans des travaux antérieurs. Chlorites et zéolites sont eux abordés indirectement comme minéraux associés à d'autres silicates hydratés et également dans le chapitre suivant.

Figure 3 .

 3 Figure 3.11 -Etude globale de la bande à 2.3 µm des phyllosilicates Fe/Mg. a. Histogramme de la position du centre de la bande sur les ∼ 800 détections CRISM et calculé sur la base des critères à 2.29 µm (vert) et 2.32 µm (orange). La position du centre des bandes de nontronite (Fe), vermiculite (Fe,Mg), saponite (Mg) et chlorite (Mg) est annotée en bleu. b. Répartition spatiale des phyllosilicates Fe (<2.3µm) et Mg (>2.3µm) déterminée à partir des endmembers (cercles) ou manuellement (triangles).

Figure 3 .Figure 3 .

 33 Figure 3.13 -Observations CRISM et OMEGA d'affleurements de phyllosilicates Fe/Mg dans des plaines noachiennes.

  Dans l'observation de la figure 3.16, on voit des assemblages peu communs sur Mars traçant une activité hydrothermale ou métamorphique de haute température/pression : prehnite, lizardite, et peut être une amphibole, la riebeckite. On trouve par ailleurs opaline et palagonite (mélange d'opaline et d'un zéolite), un mica-Al (muscovite) et de la kaolinite ou halloysite.

Figure 3 .

 3 Figure 3.15 -Phyllosilicates Fe/Mg associés à des massifs noachiens. Observation dans Hesperia Planum montrant aux moins 2 minéraux hydratés distincts, dont une smectite Mg et/ou de l'amphibole ou mica.

Figure 3 .

 3 Figure 3.16 -Phyllosilicates Fe/Mg associés à des massifs noachiens (suite). Observation dans Claritas Rise montrant aux moins 6 minéraux hydratés distincts, dont certains tracent un environement hydrothermal ou métamorphique.

Figure 3 .

 3 Figure 3.17 -Phyllosilicates détritiques associés à des basins topographiques dans la région de Lybia Montes.

FeFigure 3 .

 3 Fig. 1D

  et dans le cratère Schiaparelli. Ce cratère de 470 km de diamètre est rempli de dépôts stratifiés horizontaux dont la partie nord-ouest présente des signatures de sulfates en contact direct avec des argiles hydratés (figure 3.19). On note par ailleurs la présence possible de zéolites en contact avec les sulfates poly-hydratés (mais qui pourraient également être un autre type de sulfate poly-hydraté), ainsi que des sulfates mono-hydratés. La relation stratigraphique entre argiles et sulfates n'est pas claire, leur disposition horizontale et leur aspect enchevêtré pourrait indiquer la co-précipitation des deux espèces. A quelques exception près, les observations de la relation argiles-sulfates ne contredisent pas le paradigme établi par Bibring et al., 2006 dans lequel les sulfates sont postérieurs et acausaux aux argiles noachiens.

Figure 3 .

 3 Figure 3.19 -Dépôts mixtes argiles-sulfates dans le cratère Schiaparelli. a. Localisation du dépôt hydraté. b. Vue d'ensemble CTX du dépôt, trois observations CRISM sont disponibles. c. Gros-plan CTX sur une partie du dépôt, les sulfates (et possible zéolites) sont les dépôts clairs et fortement érodés alors que les argiles sont dans les terrains sombres. d. Gros-plan HiRISE sur l'interface entre argiles et sulfates mono/poly-hydratés.

3. 5

 5 Caractéristiques des dépôts de minéraux hydratés 3.5.1.3.1 Observations morphologiques Les indices morphologiques d'un re-modellage de la surface au noachien sont nombreux. Il existe comparativement peu de cratères D < 10 km au nord du basin par rapport à Tyrrhena Terra, indicatif d'érosion ou d'enfouissement accru. La majorité des cratères < 1000 m d'altitude sont remplis partiellement ou complètement par des dépôts horizontaux qui ne sont pas des laves volcaniques (comme c'est le cas au nord dans Tyrrhena Terra). Une étude récente (Condit et al., 2010) montre que l'épaisseur des dépôts horizontaux dans les basins topographiques circum-Hellas (dont les cratères mais pas uniquement) augmente à proximité du basin d'Hellas. Les rims des cratères sont également plus dégradés à plus basse altitude, indiquant une érosion plus intense vers le basin. Ces dépôts horizontaux se trouvent dans une gamme d'altitude de plusieurs milliers de km, jusqu'au fond du basin d'Hellas. A la résolution métrique, ils apparaissent plus au moins finement stratifiés, et de façon régulière. Crown et al., 2005 postulent une origine éolienne du dépôt dont la circulation atmosphérique aurait conduit à une accumulation préférentielle aux basses topographies (∼< 1000 m), et le matériel pourrait avoir une origine volcanique. Des études plus récentes montrent qu'une origine fluviale ou lacustre ne peut être exclue : -Mest and Crown, 2005 identifient des dépots sédimentaires de plus de 400 m d'épaisseur dans le cratère Millochau et datés du EN au MN. Une origine éolienne ou fluviale est proposée, avec quelques indices d'une activité lacustre. Les sédiments seraient alors des cendres volcaniques déposées directement dans le lac, expliquant ainsi l'absence de delta ou cône alluvial. -Ansan et al., 2011 (co-auteur) démontrent l'existence d'un paléo-delta de grande ampleur à la marge du basin d'Hellas, dans le cratère Terby. Le volume des sédiments déposés serait au moins 2 ordres de grandeur supérieur aux deltas identifiés auparavant. Une étude minéralogique du cratère est présentée en section 3.5.1.4. -Moore and Howard, 2005 ont identifié 5 autres cônes alluviaux dans la région dont il est postulé une origine fluviale. -Crown et al., 2010 observent des morphologies 'fantomes' enfouies sous un dépot sédimentaire qui n'est pas restreint aux basins intra-cratères. L'érosion expose des sédiments finement et régulièrement stratifiés autour de massifs ancien (là où elle est plus forte).

3. 5 . 1 . 3 . 2 Figure 3 .

 51323 Figure 3.20 -Gros-plan sur une partie de la région sédimentaire à l'ouest du cratère Terby. L'utilisation co-jointe d'observations CRISM haute-résolution et mutli-spectrale montre l'étendue importante des sédiments riches en phyllosilicates Fe/Mg.

Figure 3 .

 3 Figure 3.21 -Dépôts sédimentaires hydratés au nord du basin d'Hellas. Gauche : Carte CRISM des phyllosilicates Fe/Mg (rouge) sur fond CTX. Droite : Zoom HiRISE couleur sur l'unité sédimentaire. a. Dépôt fluvial ou visqueux dans un cratère. b. Zoom sur les strates. c. Dépôt stratifié de plaine autour d'un massif et mis à nu par l'érosion. d. Zoom sur les strates.

Figure 3 .

 3 Figure 3.22 -Dépôts sédimentaires hydratés au nord du basin d'Hellas (suite). a. Dépôt horizontal remplissant un cratère et mis à nu par l'érosion. b. Gros-plan sur les strates. c. Dépôt visqueux/fluvial débordant du rim et s'écoulant sur le plancher d'un cratère. d. Grosplan sur la couche.

Figure 3 .Figure 3 .

 33 Figure 3.23 -Comparaison des spectres des sédiments riche en phyllosilicates du nord du basin d'Hellas et des phyllosilcates excavés par de petits cratères (D < 5km) dans Tyrrhena Terra. Les spectres sont similaires et le meilleur ajustement est un mélange de smectites Fe/Mg et de vermiculite (ou inter-stratifié).

Figure 3 .

 3 Figure 3.25 -Dépôts sédimentaires riches en phyllosilicates Fe/Mg au nord du basin d'Hellas.La quasi-totalité des détections sont situées à une altitude < -400 m, les détections plus élevées sont des dépôts intra-cratères horizontaux et stratifiés.

Figure 3 .

 3 Figure 3.26 -Cartes de contexte général du cratère Terby avec au nord les mesas stratifiées (M1 à M3, modifié d'après Ansan et al., 2011).

3. 5 . 1 . 4 . 2 ObservationsFigure 3 .

 51423 Figure 3.27 -Mosaïque CTX des mesas stratifiées de la partie nord du cratère Terby. Cartographie CRISM en couleurs. Le détail des rectangles 1, 2 et 2' est montré en figures 3.29 et 3.30.

Figure 3 .Figure 3 .Figure 3 .

 333 Figure 3.28 -Spectres CRISM (en noir ) des cinq minéraux hydratés du cratère Terby. a. Spectres de zéolite. b. Spectre de smectite Fe/Mg. c. et d. Spectre de smectite Al mélangée à une smectite Fe/Mg (avant et après retrait du continuum). e. Spectre de sulfate mono-hydraté, la partie gauche de la large bande à 2 µm est invisible à cause d'une mauvaise correction atmosphérique. f. Spectres d'opaline (bas) et d'opaline mélangée à un zéolite et de la poussière riche en pyroxène (haut).

  La nature régulière et l'épaisseur métrique des stratifications implique une accumulation progressive et soutenue de sédiments et non un épisode catastrophique éphémère, pour autant les non-conformités indiquent des changements dans la déposition au cours du temps[START_REF] Ansan | Stratigraphy, mineralogy, and origin of layered deposits inside Terby crater[END_REF]. Par ailleurs, si les dépôts n'ont pas pu être datés avec précision, ils ont pu s'accumuler durant une période allant du MN au EH et donc sous des environnements climatiques radicalement différents dictés non seulement par l'évolution géologique globale mais aussi par des changements d'obliquité ou des épisodes volcaniques. Ces raisons font que l'interprétation des minéraux hydratés de Terby doit se faire avec beaucoup de précaution : le cratère a eu une histoire longue, compliquée et certainement très diverse. Il faut alors considérer que plusieurs de ces 3 (4) mécanismes ont pu jouer dans la formation ou transformation des minéraux observés actuellement. Ils ont pu être en compétition l'un avec l'autre ou intervenir à tour de rôle. On tente ici de construire une histoire géologique des dépôts stratifiés du cratère en couplant la minéralogie aux résultats des études morphologiques.Smectite Fe/Mg : une origine détritique ? La présence de sédiments hydratés stratifiés aux alentours conduirait à favoriser une origine détritique. La composition légèrement plus ferrique et l'absence de vermiculite ou I/S de cette unité par rapport aux argiles en amont n'apporte pas de contrainte forte sur leur origine. Des échanges ioniques lors du transport des argiles peuvent légèrement modifier leur composition. A l'inverse, leur présence au dessus de 2 km de sédiments a pu les protéger d'une diagénèse d'enfouissement qui aurait transformé les autres phyllosilicates Fe/Mg de la région (soumis à un flux géothermique plus important) en vermiculites et smectites Mg. Si le gradient géothermique a été estimé, il manque des données sur la cinétique de vermiculitisation des smectites lors de la diagénèse pour contraindre ce scénario, et de nombreux sédiments semblent ne jamais avoir été enfouis en profondeur.Opaline : authigénique ? L'étude globale de l'opaline surMars (section 3.5.4) montre que cette dernière est systématiquement associée aux deltas et cônes alluviaux martiens. Sa présence ici est un argument (certes faible) en faveur d'un paléo-delta dans Terby. Dans ce contexte, l'opaline est probablement authigénique et s'obtient facilement à partir d'un verre basaltique fracturé ou en grains. On l'observe cependant dans des deltas de tout âge, si bien que les dépôts basaux ont pu se formés tardivement, après érosion. La présence d'opale dans > 1 km de strates de la mesa M1 ne va en revanche pas dans ce sens, mais ces strates peuvent être déconnectées des dépôts basaux. Sulfate mono-hydraté : évaporitique ? La présence de sulfate mono-hydraté en contact avec un affleurement basal étendu de zéolite est difficile à expliquer. En effet les zéolites requièrent un pH neutre à alcalin alors que les sulfates se forment en milieu acide. Sur Mars, les sulfates mono-hydratés sont systématiquement associés à des sulfates poly-hydratés, ce qui n'est pas le cas ici. Il est possible que ce sulfate soit une évaporite néoformée alors que la topographie des mesas érodées était déjà similaire à celle actuelle. Un dépôt de cendres volcaniques avec un apport d'eau (aquifère, glacier ou écoulement en surface) a pu le former, comme cela est postulé pour ce même sulfate dans plusieurs cratères de Terra Sirenum (Wray et al., 2011). Le dépôt de sulfate serait plus jeune que les argiles et zéolites et ainsi déconnecté de l'environnement de formation et/ou déposition de ces derniers. Smectite Al : pédogénétique ? Les quelques affleurements préservés de montmorillonite ou beidellite au dessus des smectites Fe/Mg apicales peuvent indiquer une altération supergène. Leur spectre montre qu'ils sont mélangés avec les smectites Fe/Mg. De plus la bande Al diminue continument à distance du centre des affleurements, indiquant un probable mélange intime et progressif typique des sols altérés comme on l'observe en quelques autres sites sur Mars (section 3.5.2.2). L'altération supergène du sommet des mesas est compatible avec une origine deltaïque puisqu'elle impose que l'eau liquide ai été stable en surface jusqu'à après la fin du dépôt (sous hypothèse d'un climat continument et non épisodiquement favorable à l'eau liquide depuis le EN). Zéolite : une contrainte forte. Les zeolites se forment typiquement à des températures < 200˚C, et requièrent une forte activité de silice et un pH neutre à alcalin. On les trouve dans des verres volcaniques altérés, avec des argiles et hydroxydes d'aluminium. Leur contexte géologique est principalement des tuffs volcaniques, des dépôts lacustres de cendres volcaniques ou des sédiments diagénétiques de fonds marins. Ils ne se forment pas en contexte évaporitique. Toutes les autres détections de zéolites issues de la cartographie globale sont très peu étendues (quelques km 2 ) et quasi-systématiquement associées à des structures d'impacts. On leur préfère une origine diagénétique à chaque fois (chapitre 4). Les deux scénarios possible ici sont : -le dépôt de cendres volcaniques en milieu lacustre. Les cendres peuvent être apportées directement par le vent (type loess) ou via un réseau fluvial/deltaïque. L'origine des zéolites est soit purement authigénique (dépôt éolien de cendres anhydres) ou authigénique-détritique (dépôt fluvial de verre basaltique déjà palagonisé contenant opaline et smectite, altéré insitu en zéolites) -la diagénèse de sédiments marins à grande profondeur ('deap sea sediments' ). Ce scénario suppose la pré-existence de minéraux hydratés dans les sédiments du basin. Sur Terre leur origine est généralement détritique. Dans les deux cas Terby devait etre un paléo-lac. Sur la base des observations de zéolites et de leur relation avec les smecites et l'opaline, on propose une histoire aqueuse de Terby construite comme une combinaison de ces deux scénarios. Le cratère Terby serait alors le premier et imposant exemple direct de zéolitisation sédimentaire ainsi que de diagénèse d'enfouissement sur Mars. Lors du dépôt éolien ou lacustre de verre volcanique peut se produire un phénomène de zéolitisation. Il s'agit d'un changement de composition chimique de la roche sédimentaire sans changement de morphologie ou stratigraphie. Elle requière un milieu lacustre salin et alcalin et le processus s'amorce rapidement (en quelques semaines seulement : Leggo et al., 2001). Les zéolites produits sont presque exclusivement la mordenite et la clinoptilolite. Dans ce contexte, ils sont associés à des feldspars, des verres altérés en opale-CT, et également en argiles et micas authigénitiques (celadonite) lorsque le pH est plus faible

  Terby se sont donc déposés en milieu alcalin, humide avec une source d'eau venant de la surface. L'environnement géochimique est donc opposé aux paléo-lacs de Terra Sirenum formés en milieu acide, évaporitique avec une source d'eau venant de la sub-surface. Les smectites Fe/Mg et Al gainant les zéolites ont donc pu être formés in-situ, mais la présence d'un delta indique qu'ils ont été déposés fluvialement. Ajouté à l'existence des dépôts sédimentaires tout autour de Terby, ces deux raisons font qu'il est probable que les minéraux hydratés étaient originellement détritiques. L'accumulation sédimentaire dans la dépression topographique du cratère et la diagènese qui s'en est suivie aurait alors permis au dépôt sédimentaire régional riche en smectites/vermiculites d'évoluer localement en zéolites. La zéolitisation sédimentaire requière du matériel volcanique riche en silice, plutôt rhyolithique et qui n'a pas été détecté jusqu'à présent sur Mars. Il est possible que les vestiges de quelques éruptions rhyolitiques au Noachien aient été effacées. Alternativement, l'altération aqueuse du matériel avant son dépôt dans Terby a pu causer un enrichissement en Si.

tites

  Al (montmorillonite, beidellite), micas K+Al (illite, muscovite) et micas Al+Na ou +Ca (margarite, paragonite). Au premier ordre, ces minéraux tracent des environnement où l'altération est plus intense que les phyllosilicates Fe/Mg. Lorsque la roche mère est basaltique (mafique), ils remplacent les smectites, vermiculites et micas Fe/Mg dans des environnements à plus forte acidolyse (pH plus faible) et/ou plus forte hydrolyse (rapport W:R plus élevé). Lorsque la roche mère a une composition plus felsique (rhyolite par exemple) alors les micas-Al, smectites-Al et kaolins se forment directement, sans stade intermédiaire de smectites/vermiculites Fe/Mg (voir section 1.1.3.1). Dans ce cas une hydrolyse ou acidoyse élevée n'est pas requise. La composition de la croûte martienne étant mafique, on ne s'attend pas à ce cas de figure à l'échelle globale. La kaolinite/halloysite trace les environnements d'acidolyse et/ou hydrolyse les plus élevés. Elle peut précipiter dans une large gamme de pH mais de préférence à pH < 6 (nontronite et saponite se forment préférentiellement à pH > 6). Sous climat tropical, on la trouve dans les horizons supérieurs aux côtés d'oxydes et hydroxydes riches en Al. Il s'agit du dernier phyllosilicate stable dans ces conditions. Les smectites-Al se forment et se maintiennent dans des environnements moins acides et moins lessivés. Dans les sols, on les trouve au dessus des smectites/vermiculites Fe/Mg et en dessous des kaolinites. La montmorillonite se forme surtout par altération de tuffs basaltiques. Les micas muscovite et illite sont des minéraux communs sur Terre que l'on trouve dans presque tous les environnements d'altération, ils sont associés aux smectites et kaolins dans les sols altérés. Leur particularité est qu'ils présentent 6-10 wgt % de potassium, soit un enrichissement d'un facteur au moins 2 à 3 par rapport à la composition élémentaire de la croûte (McSween et al., 2009).

3. 5 . 2 . 1 Figure 3 .

 5213 Figure 3.31 -Carte globale des smectites, micas et kaolins riches en Fe/Mg (rouge) et Al (bleu). Ces derniers sont presque systématiquement associés (mais non mélangés) à des phyllosilicates Fe/Mg.

Figure 3 .

 3 Figure 3.32 -Spectres de phyllosilicates Al : smectites, kaolins et micas.

La figure 3 .Figure 3 .Figure 3 .

 333 Figure 3.33 -Séquence pédogénétique dans le cratère Oyama, Mawrth Vallis. a. Contexte régional, cartographie OMEGA des phyllosilicates en couleurs (Loizeau et al., 2007). L'ellipse MSL proposée est en jaune. b. Carte minérale CRISM-CTX des strates hydratés déposées dans au fond du cratère. c.,d. Gros-plans HiRISE sur un cratère de 800 m de diamètre exposant les strates Fe/Mg ⇒ Al.

Figure 3 .

 3 Figure 3.35 -Séquences d'altération supergène au nord du basin d'Hellas. a. Mesas stratifiées dans un basin à l'est du cratère Terby montrant une stratigraphie et minéralogie similaire que le cratère. b. Gros-plan CTX sur une butte où la séquence verticale Fe/Mg ⇒ Al est visible. c. Mesas stratifées au SE du cratère Terby montrant une strate de kaolinite drapant plusieurs strates de vermiculite Fe/Mg. d. Gros-plan HiRISE de l'interface.

Figure 3 .

 3 Figure 3.36 -Excavation d'une séquence d'altération supergène par un cratère de 510 m de diamètre (Terra Sirenum).

  La prehnite est un silicate hydroxylé riche en Al et Ca qui se forme exclusivement dans un contexte hydrothermal et métamorphique de faible grade. Il appartient au faciès métamorphique prehnite-pumpellyite, de plus haut grade que les zéolites et de moins haut grade que l'épidote et les amphiboles. Sa formation requière une température > 200-250˚C et une pression < 3 kbar.

  , et une origine hydrothermale liée à l'impact est retenue (l'opaline serait un des derniers assemblage hydraté à se former de part sa forte réactivité). Enfin, Skok et al., 2010 proposent une formation volcanique hydrothermale pour un dépot également récent de Nili Patera (Syrtis Major Planum). D'avantage que la chlorite, la présence d'opaline à la surface de Mars fournit une contrainte sur l'environnement de surface. En effet, sur la base de modèles et d'études terrestre, Tosca and Knoll, 2009 estiment que même à T ∼ 0˚C, l'opale aurait due se transformer totalement soit en smectites/zéolites en surface (par altération supergène) ou en quartz à quelques centaines de mètres de profondeur (par diagénèse), le tout en moins de < 400-500 Ma. Le fait qu'elle ait survécue > 3 Ga indique d'une part que très peu d'activité aqueuse à eu lieu en surface depuis et d'autre part que la diagénèse d'enfouissement n'a pas été un processus majeur après leur formation (datée autour du LH-EA par les études martiennes). On présente ici les résultats de l'étude globale d'opale sur Mars, on montre qu'elle est plus fréquente qu'observée auparavant et on s'intéresse particulièrement à l'opale associée aux cônes alluviaux. 3.5.4.1 Contexte général L'opaline est détectée dans 142 sites sur Mars, ce qui en fait le 4 e minéral hydraté le plus fréquent. On distingue 5 contextes morphologiques majeurs cartographiés en figure 3.38 :

Figure 3 .Figure 3 .Figure 3 .

 333 Figure 3.38 -Répartition globale des sites présentant de l'opaline en fonction du contexte morphologique

3. 5 . 4 . 2

 542 Opaline associée à des cônes alluviaux ou deltas.

Figure 3 .Figure 3 .

 33 Figure 3.41 -Exemple de cône alluvial constitué uniquement d'opaline. a. Contexte CTX et observation CRISM. b. Gros-plan HiRISE/CRISM du cône. c. Gros plan HiRISE couleur montrant la texture lisse de l'opaline.

Figure 3 .

 3 Figure 3.43 -Autres exemples de cônes ou dépôts alluviaux. a. Contexte CTX/CRISM d'un dépôt alluvial présentant une couche d'opaline sur toute sa longueur. b. Gros plan CTX. c. Contexte CTX/CRISM d'un cône dans un chasma présentant un petit dépôt distal d'opaline. d. Gros plan CTX.

Figure 3 .Figure 3 .FRTFigure 3 .

 333 Figure 3.44 -Détection d'épidote avec CRISM en 5 sites. Le spectre de droite a eu son continuum retiré par transformée de Fourier.

Figure 3 .

 3 Figure 3.48 -Spectres et carte CRISM d'anorthosite non altérée et altérée en phyllosilicates Al et Fe/Mg.

Figure 3 .

 3 Figure 3.49 -Influence du climat sur la zonation verticale des minéraux du sol d'après Allen, 1997. La composition et stratigraphie des smectites sur Mars correspondent à un climat continental sec à peri-humide.

  Outre cet environnement type, il existe une importante diversité minérale dont certains fournissent des contraintes fortes sur les autres environnements de formation. On donne ici un résumé des observations des différentes phases qui ont été abordées en détails précédemment. L'altération de surface correspond à des températures T<< 100˚C, de W:R relativement élevé. L'altération en sub-surface se fait à plus haute température, et généralement à W:R plus faible. La figure 3.50 montre les assemblages minéraux constatés sur Terre à différentes températures et faible W:R. Sont reportées en abscisse les profondeurs qu'il faut atteindre sur Mars dans l'hypothèse d'une source de chaleur purement géothermique (conducive ou convective) calculée d'après le modèle de Parmentier et al., 2008. On peut voir que la majorité des minéraux observés sur Mars se sont formés et transformés à des températures < 200˚C correspondant aux zones d'argiles à chlorites inter-stratifiées et compatibles avec une altération en surface ou à faible profondeur. En revanche, quelques minéraux comme la prehnite, l'épidote ou le zéolite analcime nécessitent des températures > 200˚C atteignables uniquement par hydrothermalisme ou en profondeur, à la frontière entre le diagénétisme et le métamorphisme de bas grade.

Figure 3 .

 3 Figure 3.51 -Facies métamorphiques et domaines de température/pression accessibles dans la croûte Martienne en fonction de la profondeur.

Figure 3 .

 3 Figure 3.52 -Chronologie des premiers évènements Martiens, d'après Fassett and Head, 2011. La période de formation des phyllosilicates et celle des réseaux fluviaux observables aujourd'hui sont déconnectées dans le temps.

Figure 3 .

 3 Figure 3.53 -Répartition spatiale des minéraux hydratés (cette étude) par rapport aux réseaux fluviaux représentés par la densité de drainage (Hynek et al., 2010).

  Si l'altération de basalte en phyllosilicates produit des sels, la quantité produite et leur étendue spatiale varie en fonction du contexte d'altération. En milieu humide, les fluides sont transportés et précipitent à distance des argiles, dans des basins topographiques. En milieu aride, le flux évaporatoire est tel que les sels précipitent à très courte distance des argiles, et seront mélangés. En sub-surface, les fluides diffusent sur des distances de l'ordre du cm, insuffisant pour que la ségrégation ionique permettent la formation de sels en quantité. Ainsi l'existence et la répartition des sels sont un bon indicateur du climat d'altération.

•Figure 3 .

 3 Figure 3.54 -Cycle des argiles sur Terre d'après Eslinger and Pevear, 1988. Tous les environnements géologiques sont identifiés sur Mars, quelques exemples sont indiqués en bleu.

  , Gusev et d'autres. On trouve en amont de tous ces sites des affleurements de croûte noachienne contenant les même argiles, principalement des phyllosilicates Fe/Mg (voir figure 3.23). Ces dépôts sont difficiles à dater de part leur faible extension spatiale, mais certain sont d'âge LN/EH, indiquant qu'un cycle hydrologique de surface a existé sinon continument au moins épisodiquement entre la période de formation (EN/MN) et celle du dépôt sédimentaire (jusqu'au EH). L'évolution temporelle constatée en figure 3.9 (bas) pourrait refléter une période de formation accrue au EN/MN suivie d'une période avec moins d'altération mais du transport et de l'accumulation d'argiles détritiques. Argiles authigeniques. Les meilleurs exemples d'argiles authigéniques sont les dépôts de smectites néoformés aux cotés de sulfates identifiés dans Sinus Meridiani et Terra Sirenum (section 3.5.1.2). Ceux identifiés sur Mars sont cependant d'âge LN à Hésperien et donc déconnectés du cycle des argiles. Tout comme les argiles détritiques, il n'existe aucun site confirmé de néoformation d'âge EN/MN, du fait du re-modellage de la croûte ancienne. Sépiolite, stevensite et micas qui sont les phyllosilicates les plus communs dans les environnements authigéniques lacustres ou marins mais n'ont pas été détectés. Leurs signatures sont cependant difficiles à discriminer des smectites Fe/Mg. L'opaline est fréquemment associée aux deltas et cônes alluviaux martiens (section 3.5.4) et serait d'origine authigénique mais est également déconnectée dans le temps (d'âge hésperien à amazonien). Argiles diagénétiques. La majorité des cratères de Terra Tyrrhena (et d'autre régions) présentent dans leur ejecta des vermiculites, interstratifiés et parfois chlorites/corrensites (chapitre 4). Le matériel présent dans l'éjecta n'a pas pu être altéré hydrothermalement par l'impact et représente donc la composition minérale de la croûte de plusieurs centaines de mètres à quelques kilomètres de profondeur. C'est justement la gamme de profondeur dans laquelle on trouve ce type d'argiles sur Terre, dans la zone diagénétique des smectites, et I/S (figure 3.50). Cette interprétation a aussi été proposée par Milliken et al., 2011. A part les éjectas d'impact, le cratère Terby semble être le meilleur exemple de diagénétisme : à la base de mesas stratifiées pouvant dépasser le kilomètre d'épaisseur se trouvent des strates de zéolites (section 3.5.1.4) qui sont remplacées par des smectites Fe/Mg vers la surface. Les zéolites peuvent se former sur Terre par compaction et diagénèse d'argiles sédimentaires dans des mer ou lacs profonds. Terby est justement un candidat de paléo-lac présentant le plus gros delta identifié sur Mars (Ansan et al., 2011). La zéolitisation sur des profondeurs kilométriques requiert un basin sédimentaire mature (plusieurs millions à dizaines de million d'années).Argiles métamorphiques. Comme cela a été abordé précédemment, des minéraux métamorphiques ont été identifiés sur Mars, notamment la prehnite, l'analcime, un mélange de chlorite-pumpellyite et l'épidote. Si l'épidote observée est plus probablement d'origine hydrothermale, la présence de prehnite dans les éjectas de cratères de taille ∼> 10 km et dans des grabens d'origine tectonique (chapitre 4 et section 3.5.3) évoque une formation métamorphique à des km de profondeur. La préhnite ne peut par ailleurs pas se former hydrothermalement en surface du fait de l'atmosphère riche en CO 2(Frey and Robinson, 1998).Argiles hydrothermaux. Il est postulé que les cratères martiens ont pu initier des systèmes hydrothermaux restreints à leur pic central, melt sheet et paroi (voir chapitre 4 et par exempleMarzo et al., 2010, Mangold et al., 2011 en préparation).[START_REF] Mustard | Intact Stratigraphy Traversing the Phyllosilicate to Sulfate Eras at the Syrtis-Isidis Contact, Mars[END_REF] proposent une altération hydrothermale de surface par interaction entre les laves de Syrtis Major et les terrains riches en argiles de Nili Fossae, mais celle ci aurait eu lieu vers le LN/EH. Ces cas sont donc découplés de systèmes hydrothermaux endogènes et noachiens. Sur Terre, les roches basaltiques en surface sont souvent altérées en micas par hydrothermalisme avant de produire des smectites par altération supergène. Les micas n'ont pas encore été détectés sans ambiguïté sur Mars mais Bishop et al. [2008] supposent leur présence mélangée avec des smectites dans Mawrth Vallis. L'épidote détectée à proximité de laves hésperiennes (section 3.5.5) constitue un bon exemple d'hydrothermalisme sur Mars, bien qu'également d'âge plus récent que la période de formation des argiles. A la lumière d'études régionales et locales résumées ci-dessus, il apparait que les principaux contextes géologiques d'argiles terrestres existent également sur Mars. Ces contextes âgés de plus de 4 Ga sont très dégradés si bien qu'il n'est pas possible de trouver une séquence ininterrompue de la pédogenèse au métamorphisme. Bien qu'isolées dans l'espace, les observations réalisées ont pour la plupart une bonne cohérence temporelle et montrent q'un cycle des argiles complexe et diversifié a existé. L'altération en surface s'est faite sous climat plutôt aride et froid, nécessairement accompagné d'un système hydrologique fermé avec précipitation, écoulement, sédimentation lacustre et évaporation. Aujourd'hui disparu, ce premier système était nécessaire pour apporter de l'eau liquide aux hautes altitudes dans lesquelles on trouve des argiles et pour former et entretenir sur de longues durées les dépôts sédimentaires lacustres. Ce cycle des argiles a existé du EN au LN/EH, mais les observations disponibles ne permettent pas à ce jour de savoir si ce dernier a existé continument ou épisodiquement durant cette période. Dans ce second cas, le gros de l'altération a pu se faire en profondeur si l'eau n'était pas stable à la surface, et ne se ré-activer en surface qu'à la faveur d'un forçage externe sur le climat (impacts majeurs, changement d'obliquité ou volcanisme intense).

  indiquent que les cratères ont été un processus majeur durant au moins les premiers 600 Ma de l'histoire de Mars. De plus, environ 60% des détections de minéraux hydratés se trouvent associées à des structures d'impact. Il faut donc examiner leurs liens avec les minéraux hydratés et plus largement l'hydrologie et climatologie martienne. Les impacts forment des dépressions topographiques qui en font des sites privilégiés à la fois pour des paléolacs et des basins sédimentaires. Ce rôle indirect des impacts dans l'accumulation d'argiles et sels est établi (voir par exemple les sections 3.5.1.4 ou 3.5.1) , dans ce chapitre on examine le lien entre le processus d'impact lui-même et les minéraux hydratés. L'étude des cratères martiens en tant que contexte géologique se heurte au relatif manque d'équivalent terrestre par rapport aux autres contextes abordés. En effet, seuls 178 cratères ont été découverts sur Terre dont seulement une quarantaine de diamètre > 20 km. Cette différence avec Mars est expliquée surtout par l'activité tectonique, mais également hydrologique et biologique, intenses sur Terre. Les quelques cratères terrestres qui peuvent être et sont étudiés ont une morphologie dégradée et surtout une minéralogie dont il est difficile de découpler l'origine liée à l'impact de celle liée à l'activité de surface postérieure. En particulier, l'altération supergène et la diagénèse d'enfouissement ont considérablement modifié la minéralogie mise en place suite à l'impact. Sur Mars, on peut considérer que la majorité des cratères étudiés n'ont pas connu une modification minérale importante depuis leur formation : leur morphologie relativement bien préservée dans l'hémisphère sud ainsi que la présence d'opaline et de chlorite (instables) dans les pics centraux et éjectas en atteste. Leur étude nécessite donc d'avoir recours à des modèles qui tentent de reproduire les modifications qu'induisent l'impact. Il s'agit surtout de modifications localisée dans l'espace et le temps du champ de température, pression et la formation de structures morphologiques très contrastées. Les cratères sont étudiés par des modèles à la fois mécaniques (qui s'intéressent au déplacement et compression de matière), hydro-thermaux (qui regardent l'évolution du champ de température et la circulation des fluides) ainsi que géochimiques (qui prédisent les assemblages minéraux (trans-)formés par l'impact). L'application de ces modèles aux minéraux hydratés sur Mars est très récente, il n'existe pas encore de modèle couplant ces 3 volets et adaptés à l'ensemble de la gamme de cratères rencontrés sur Mars. Au premier ordre, le rôle des impacts sur la répartition en surface des minéraux hydratés est de 3 types : -Excavation de matériel enterré, mis à jour en surface -Activation d'un système hydrothermal local -Accumulation de sédiments détritiques (exploré précédemment) Les premier processus peut transformer des minéraux hydratés, le second peut les former ou transformer. En pratique, une combinaison de ces scénario est possible. L'excavation permet l'exhumation de matériel hydraté et anhydre enfoui en profondeur qui se retrouve principalement dans l'éjecta, mais peut aussi être mis à nu dans les parois internes. Un cratère dit simple (D < 7 km sur Mars) excave du matériel à une profondeur maximale d'environ 1/10 du diamètre d'origine (celui-ci peut s'élargir jusqu'à 30% par des processus fluviaux ou érosionnels : Craddock et al., 1997). Les cratères plus larges (complexes) ont une profondeur maximale d'excavation légèrement inférieure et estimée à 0.109D 0.872 (soit par exemple ∼1.5

  En pratique, l'érosion et l'accumulation de poussière empêchent fréquemment leur étude. Un autre rôle indirect de l'excavation est la fragilisation du matériel dans l'éjecta : ce dernier est peu modifié en terme de composition mais se trouve sous forme de grains qui sont préférentiellement et différentiellement altérés par rapport au matériel environnant. C'est ce qui a été constaté sur Terre (cratère Ries par exemple).Quelques études (voir section 1.2.2.3) explorent la conséquences sur les spectres du choc et chauffage liés à l'impact. La grande similitude des spectres modifiés par impacts avec ceux soumis à d'autres facteurs environnementaux comme la dés-hydratation, l'oxydation ou simplement des mélanges minéraux font qu'il est encore prématuré de tenter une contrainte observationnelle de ces phénomènes.La modélisation hydrothermale post-impact permet de prédire les champs (P,T) en surface et sub-surface en fonction du temps, et qui sert de canevas pour la (trans-)formation minérale. Lorsqu'une roche riche en eau ou glace est impactée, un système hydrothermal local peut être initié. Trois sources de chaleur existent alors : (i) les roches choquées in-élastiquement en profondeur évacuent l'énergie sous forme de chaleur (couplées au gradient géothermique plus fort puisque la nouvelle surface est plusieurs km plus basse si D > 10 km), (ii) le pic central excave entre autres du matériel profond et donc plus chaud, (iii) si l'impact est suffisamment important une partie du matériel sera fondu voir vaporisé. Le matériel impacté fondu forme un melt sheet qui remplira le plancher avant de se recristalliser. Des systèmes hydrothermaux initiés par impact ont été constatés sur Terre. Abramov and Kring, 2005 et Rathbun and Squyres, 2002 étudient cette possibilité sur Mars. Ils modélisent les champs de température et de circulation du fluide (donc le rapport W:R) pour des cratères de 7, 30, 100 et 180 km. Le manque de données sur la composition et structure de la croûte martienne et son contenu en eau font que le problème est peu contraint, mais de grandes tendances sont extraites : de tels impacts peuvent induire des système hydrothermaux d'une durée de vie de dizaines à centaines de milliers d'années, voir d'avantage pour les basins d'impact. En présence d'eau ou glace en profondeur, ces systèmes ont pu exister au Noachien et même aujourd'hui sur Mars car l'altération se fait en partie en sub-surface, indépendamment du climat. La température augmente avec la taille du cratère, et elle est maximale dans le pic et anneaux centraux, et sur la plancher en cas de roche fondue (melt sheet). Le gradient de température induit des gradients de densité des fluides qui se mettent à circuler en sub-surface dans des veines et fractures. La circulation des fluides est maximale dans le pic central, à faible profondeur. La présence ou non d'un lac peut fortement affecter le W:R et ce réservoir d'eau permet d'empêcher la saturation en sels. La formation d'un lac, dont la surface est gelée ou non, est prédite si la quantité d'eau est suffisante

  montrent cependant qu'une roche fondue sera rare sur Mars, voir absent de cratères à D < 65 km. Aucune couche de roche fondue n'a été confirmé sur Mars, ils sont cependant aisément recouverts ou détruits par l'érosion. La circulation de fluides chauds va induire la formation de minéraux hydratés. Schwenzer and Kring, 2009 utilisent un modèle géo-chimique pour prédire les assemblages formés in-situ par le système hydrothermal. Les assemblages sont fonction du W:R et de la température, il existera donc une zonation radiale, où les minéraux résistants à fortes température et hydrolyse sont formés dans le pic central, plancher et dans une moindre mesure les parois internes. Avec la maturation du système, la température et W:R décroient et les assemblages finaux peuvent être de plus faible grade que ceux méta-stables formés au début. Les minéraux hydratés prédits sont nombreux, notamment la serpentine, chlorite, nontronite, kaolinite et amphiboles. Ils se concentrent dans des veines et fractures, difficilement observables depuis l'orbite, sauf dans le pic central où la plus haute température et W : R a pu transformé une fraction importante de la roche. Les petits cratères ont une température et temps de vie trop courts pour former des assemblages de haute température (chlorites, zéolites, prehnite etc.) voir pour activer un système hydrothermal alors que des cratères plus gros peuvent former tous les minéraux hydratés observés sur Mars et même d'autres. Les modèles n'ont pas encore suffisamment exploré cette évolution avec le diamètre du cratère, la transition se produit entre D = 7 et D = 30 km. Une loi d'échelle simple conduit à situer l'activation du système au delà de D = 10 km mais le nombre important de paramètres empêche toute prédiction précise. L'étude de la minéralogie de cratères martiens est donc confrontée à une dégénérescence importante. Les cratères peuvent excaver du matériel hydraté sur de larges gammes de profondeurs. Des assemblages plus divers et de plus haut grade seront présents lorsque le cratère est large car il excave alors du matériel diagénétique ou métamorphique en même temps que des bas grade ou non altéré bas grade ou non altéré

Figure 4 . 1 -

 41 Figure 4.1 -Schéma simplifié de la répartition des minéraux hydratés dans les cas excavation ou système hydrothermal (cratères D > 10 km)

  font que toute structure géologique et tout vestige minéralogique pré-noachien d'une possible altération de surface et de profondeur a été oblitéré. Une fois recristallisée selon une topographie très proche de celle actuelle, la croûte noachienne a pu connaitre une période d'altération aqueuse au même titre que les plateaux du sud. Sa basse topographie a cependant été la cause de > 4 Ga d'accumulation de dépôts horizontaux d'origine volcanique, détritique-sédimentaire et éolienne. Une couche de plusieurs centaines de mètres à quelques km s'est ainsi accumulée, masquant presque tout vestige morphologique de l'activité géologique (et hydrologique ?) au Noachien, et masquant les signatures minérales. A cela s'ajoute des processus

Figure 4 . 4 -

 44 Figure 4.4 -Exemples de prehnite excavée par des cratères des plaines du nord de 20 et 210 km. On la trouve dans les pics et anneaux centraux ainsi que éjectas proximaux.

Figure 4

 4 Figure 4.5 -Exemples de structures présentant des minéraux hydratés dans les plaines du nord. a. Butte et chenal dans un terrain d'âge Amazonien avec opaline et zéolite. b,c. Grosplans HiRISE montrant la transition chenal inversé ⇒ chenal. e. Carte géologique (Tanaka et al., 2005) de Acidalia Colles (Acidialia Planitia), montrant des unités hydratées d'âge Noachien dans les plaines du nord. d. Gros-plan sur un des sites de Acidalia Colles.

Figure 4 . 6 -

 46 Figure 4.6 -79 cratères hydratés dans la région de Tyrrhena Terra.

Figure 4 . 9 -

 49 Figure 4.9 -Cratères et diversité minérale (3). Cratère de 26 km de diamètre dans Tyrrhena Terra entièrement couvert par OMEGA. La totalité de l'éjecta lobé est hydraté. Les smectites/vermiculites Fe/Mg se concentrent à l'intérieur du cratère et dans la partie distale des éjectas, la chlorite se concentre dans la partie proximale. Les résultats sont similaires avec OMEGA ou CRISM (MSP).

Figure 4 .

 4 Figure 4.11 -Étude statistique de la composition du pic central et de l'éjecta en fonction du diamètre de 79 cratères de la région de Tyrrhena Terra.

  A l'issue de ces deux études, il apparait qu'il existe un lien fort entre les cratères d'impacts et les argiles. Si de grandes tendances sont extraites, des études locales combinant minéralogie et morphologie seront nécessaires pour départager localement l'origine hydrothermale ou d'excavation. Les modèles géo-chimiques prédisent des argiles, mais pas forcément les assemblages observés, il reste à comprendre si les modèles doivent être affinés (notamment le choix de la lithologie initiale) ou si au contraire les observations n'arrivent pas à correctement départager les deux scénarios de formations. En parallèle, l'utilisation de modèles dynamiques de l'éjecta permettra de contraindre avec précision la profondeur et l'épaisseur des différents minéraux hydratés de la croûte. Plus de 50% des 1230 détections de minéraux hydratés sur Mars sont associées à des cratères (section 3.4.2). Il est donc possible d'accroitre sensiblement l'échantillon statistique en considérant l'ensemble des cratères des terrains noachiens du sud, permettant une comparaison plus fiable avec un modèle d'impact qui intègrera les volets dynamique, hydrothermal et géo-chimique. Il a été montré les contraintes que leur étude peuvent apporter sur l'altération de la croûte noachienne et l'existence d'un cycle des argiles (permettant la diagénèse et le métamorphisme aussi bien qu'une altération en surface). Les impacts sont un processus stochastique qui agit depuis la formation de Mars et dont on connait l'évolution au cours du temps de la fonction de production. Par comparaison avec les études dans les terrains noachiens, les impacts sur des terrains plus récents devraient nous renseigner sur l'évolution du cycle des argiles, notamment entre le Noachien et l'Hespérien. Le paradigme actuel est une altération très restreinte dès le EH avec la formation presque exclusive et localisée de sulfates. Il existe des indices de formation d'argiles associées à des cratères sondant des terrains hespériens qu'il faudra préciser.

  Cette thèse s'est consacrée à l'étude des anciens environnements d'altération aqueuse martiens. Elle s'est basée sur les données des spectro-imageurs OMEGA et CRISM et d'imageurs haute-résolution. Le développement d'outils plus performants de traitement des données hyperspectrales et d'extraction des signatures (souvent ténues) des minéraux hydratés a permis d'augmenter très sensiblement la taille de l'échantillon de sites altérés à la surface de Mars. Ces sites sont par ailleurs mieux caractérisés avec notamment la découverte de nouvelles phases minérales et de nouveaux contextes géologiques. L'étude statistique de cet échantillon fait apparaitre que l'altération a eu lieu majoritairement durant la première partie du Noachien et qu'elle a produit avant tout des phyllosilicates ferro-magnésiens du type vermiculite et smectite. Le contexte morphologique des sites est souvent dégradé et dominé par les cratères d'impacts dont le lien avec les phyllosilicates est difficile à établir. Parmi les résultats importants, la détection de silicates hydratés d'âge Noachien dans les plaines du nord a permis de démontrer que l'altération s'est faite à l'échelle planétaire après la mise en place de la dichotomie crustale. L'identification d'épidote et d'anorthosite altérée étend un peu plus l'éventail des milieux d'altération martiens ayant existé, notamment en terme de lithologie, de température et/ou de profondeur d'altération. L'étude à grande échelle de la dizaine de classes de minéraux hydratés identifiés sur Mars a contribué à fournir une vision d'ensemble plus précise à la fois du milieu d'altération type sur Mars et de sa grande diversité. Bien que très dégradés par 4 milliards d'années d'activité géologique, les contextes géo-morphologiques respectifs de ces minéraux permettent désormais de conjecturer l'existence d'un cycle passé des argiles sur Mars. On trouve en effet les vestiges de séquences d'altération supergène, de transport fluvial, de dépôts sédimentaires lacustres, de transformation diagénétique, métamorphique et de systèmes hydrothermaux. Un tel cycle ne saurait exister sans de l'eau liquide durablement stable en surface, milieu de formation originel des argiles. Les minéraux métamorphiques démontrent par ailleurs que la croûte a été altérée jusqu'à des profondeurs kilométriques. La rareté des vestiges morphologiques d'un tel cycle voire leur déconnection dans le temps est vraisemblablement imputable aux nombreux processus de re-modelage de la surface de ces 4 derniers milliards d'années. Parmi ces processus, les impacts météoritiques ont eu un rôle dans l'enfouissement et aussi la mise à nu de ces anciens dépôts, et ont également contribué à la formation de systèmes hydrothermaux localisés dans l'espace et le temps. L'étude des minéraux hydratés sur Mars est une discipline encore naissante et les perspectives sont nombreuses. Si l'étude détaillée du millier de sites détectés au cours de ce travail de thèse n'est pas faisable, un certain nombre d'entre eux présentent une minéralogie et/ou un contexte morphologique qui mériteraient d'être explorés plus en détail. Des étude géologiques locales sont en cours et d'autres devront être conduites pour déterminer leur mécanisme de formation et leur rôle dans le cycle des argiles martiens. Les nouvelles méthodes d'analyse développées ici n'ont pas été appliquées sur la totalité du jeu de données OMEGA et surtout CRISM. L'analyse de l'ensemble des deux jeux de données devrait augmenter sensiblement la population de sites altérés. Cela permettra d'améliorer la fiabilité des grandes tendances issues de la distribution statistique mais surtout d'identifier de nouveaux sites intéressants et qui apporteront de nouvelles contraintes sur les environnements d'altération. Ces moyens d'analyse qui balayent l'ensemble des jeux de données peuvent être rapidement adaptés pour la recherche de nouvelles espèces hydratées. Chaque nouvelle espèce identifiée apporte de nouvelles contraintes géo-chimiques, et la diversité des minéraux hydratés détectés jusqu'à présent sur Mars est plus faible que sur Terre. Malgré les limitations inhérentes à l'étude orbitale, on peut espérer détecter quelques nouveaux assemblages. On recherche notamment des minéraux diagénétiques et métamorphiques tels les amphiboles, la lawsonite ou la pyrophyllite. La détection de minéraux dont les cations ne sont pas dominées par Al, Fe ou Mg serait également intéressante. La méthodologie usuelle consistant à détecter puis à cartographier chaque minéral devra être complétée par une étape d'estimation des abondances au moyen de modèles de transfert radiatif. L'abondance minérale permet de contraindre les phases neutres (sans bande d'absorption dans le proche IR). Elle nous renseigne aussi sur l'intensité de l'altération aqueuse en chaque site. Ces deux aspects font qu'elle sera un outil crucial lors de l'étape critique de sélection des sites d'atterrissage des prochains rovers martiens. Interpréter précisément les observations en terme d'environnements de surface et sub-surface nécessite le recours à des modèles géochimiques. Ces derniers doivent être utilisés à la lumière des nouvelles détections effectuées ici (tant les nouvelles phases que les nouveaux contextes morphologiques). Un aspect particulièrement important et peu exploré jusqu'à présent est la réaction de transformation diagénétique entre smectites, vermiculites et chlorites. Pour remonter aux environnements de formation originels, il est nécessaire de comprendre comment ont pu se transformer des minéraux formés voici plus de 4 milliards d'années et parfois enfouis jusqu'à plusieurs km de profondeur. De nouvelles études spectrales sur les minéraux hydratés doivent être conduites. En particulier, une meilleure caractérisation spectrale de la vermiculite en fonction de sa composition et des conditions environnementales (chauffage, déshydratation, acidolyse, etc.) permettrait dans un premier temps de mieux discriminer les spectres de différentes phases minérales et ainsi de mieux contraindre le milieu d'altération type sur Mars. L'étude spectrale des minéraux interstratifiés smectite-chlorite et smectite-vermiculite fait également défaut. Les cratères constituent le contexte dominant des minéraux hydratés, mais leur lien avec ces derniers demeure largement incompris. Les études observationnelles menées ici ne permettent pas de discriminer complètement les différents mécanismes de formation ou transformation consécutifs à l'impact, le recours à des modèles intégrant l'aspect dynamique, hy-drothermal et géo-chimique est nécessaire. Les modèles géo-chimiques d'impact disponibles prédisent des assemblages de minéraux hydratés qui ne sont pas exactement ceux constatés sur Mars. Il est nécessaire de comprendre si cela implique l'absence de tels systèmes sur Mars ou si au contraire ces modèles doivent être affinés. L'exploration préliminaire de la composition des éjectas laisse entrevoir la possibilité d'une structuration verticale de la croûte altérée. La construction d'échantillons statistiques plus larges couplés à des modèles numériques tridimensionnels d'excavation devrait permettre de déterminer précisément cette structure et le cas échéant sa variation régionale. A terme, le couplage des 3 aspects dynamique, hydrothermal et géo-chimique en un seul modèle d'impact devrait permettre d'apporter des contraintes que les observations seules ne peuvent fournir. Si aucun spectro-imageur infrarouge proche n'est prévu dans les années a venir, le volume des données restant à traiter et les nouvelles méthodes d'analyse en développement font qu'on peut s'attendre à de nouvelles découvertes. Les nombreuses études menées par une communauté scientifique très active s'entendent par ailleurs toutes sur la nécessité d'un recours à l'exploration in-situ et même d'un retour d'échantillon, seul moyen de contraindre avec certitude les environnements de formation. Alors que cette thèse s'achève, le Mars Exploration Rover Opportunity est sur le point de terminer sa longue traversée dans Meridiani Planum vers le cratère Endeavour et va peut être effectuer la première caractérisation préliminaire d'argiles martiens. Parallèlement, un nouveau rover martien, le Mars Science Laboratory approche du pas de tir. Cette mission ambitieuse se posera début 2012 dans le cratère Gale. Ce dernier présente des séquences sédimentaires d'argiles (notamment de nontronite) et de sulfates hydratés qui seront analysés in-situ par la charge utile très complète de MSL. Cette analyse devrait apporter des contraintes très fortes sur leur environnement local de formation grâce à une vision de l'échelle du minéral, grain, roche et strate couplés à l'imagerie orbitale fournissant le contexte. Mais l'étude in-situ bénéficiera aussi aux études orbitales en fournissant un cadre aux milliers de détections orbitales dont la résolution spatiale est plus limitée et qui ne se reposent pour l'interprétation des spectres que sur des études en laboratoire d'analogues terrestres. Concrètement, outre une meilleure caractérisation chimique des argiles, l'étude in-situ permettra de déterminer les phases neutres pour la spectroscopie infrarouge et la diversité minérale à l'échelle de la roche. Cela permettra à la fois de proposer des assemblages minéraux plus réalistes pour l'interprétation spectrale et la modélisation radiative lors du calcul d'abondance. L'étude globale des minéraux hydraté sur Mars a cependant montré que le cratère Gale n'est pas un site représentatif de l'altération typique au Noachien, d'autres missions seront nécessaires pour véritablement comprendre les premiers environnements aqueux. Dans ces conditions, avoir une vision d'ensemble de l'altération de Mars permettra de choisir le meilleur site soit parce qu'il est représentatif de l'altération typique de Mars soit au contraire parce qu'il trace un type d'environnement bien particulier, présentant par exemple un intérêt exo-biologique. La charge utile de MSL, et du futur rover européen ExoMars, permettront de rechercher des composés organiques qui, sur Terre, peuvent être piégés dans la structure complexe des argiles. Si de telle détections sont faites, le fort potentiel d'habitabilité passée que cela confèrerait à Mars serait une excellente justification pour la poursuite de l'étude des minéraux hydratés et confirmerait leur rôle de marqueur exobiologique.

  1.1 Géologie et minéralogie des minéraux hydratés Fe 2+ antigorite M g 2 F e 2+ Si 2 O 5 (OH) 4 2+ ) 5 (Si 3 , Al)O 10 (OH) 8

	struc.	charge interfoliaire	cations T	cations O	minéral représentatif
	1 : 1	x∼0,c=7 Å,non-expans.	Si	di : (Al) 2	kaolinite Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 , halloysite
	1 : 1	x∼0,c=7 Å,non-expans.	Si	tri : (Mg) 3	lizardite M g 3 Si 2 O 5 (OH) 4 , chrysotile
	1 : 1 tri : (Mg) 2 2 : 1 x∼0,c=7 Å,non-expans. Si x∼0,c=10 Å,non-expans. Si di : (Al) 2	pyrophyllite Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2
	2 : 1	x∼0,c=10 Å,non-expans.	Si	tri : (Mg) 3	talc M g 3 Si 4 O 10 (OH) 2
	2 : 1	x∼[0.2,0.6],c 17 Å,expans.	Si	di : (Al) 2	montmorillonite (Ca, N a)Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 (H 2 O)n
	2 : 1	x∼[0.2,0.6],c 17 Å,expans.	Si, Al	di : (Al) 2	beidellite (N a)Al 2 (Si 3 , Al)O 10 (OH) 2 (H 2 O)n
	2 : 1 2 : 1	x∼[0.2,0.6],c 17 Å,expans. x∼[0.2,0.6],c 17 Å,expans.	Si, Al Si, Al	di : (Fe 3+ ) 2 tri : (Mg) 3	nontronite (Ca, N a)F e 3+ 2 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 (H 2 O)n saponite (Ca, N a)M g 3 (Si 3 Al)O 10 (OH) 2 (H 2 O)n, hectorite
	2 : 1	x∼[0.6,0.8],c 14 Å,expans.	Si, Al	di : (Al,Mg,Fe) 2	vermiculite (Ca, M g)(Si 3 Al)(Al, M g, F e) 2 O 10 (OH) 2 (H 2 O)n
	2 : 1	x∼[0.6,0.8],c 14 Å,expans.	Si, Al	tri : (Mg,Fe) 3	vermiculite (Ca, M g)(Si 3 Al)(M g, F e) 3 O 10 (OH) 2 (H 2 O)n
	2 : 1	x>0.8,c=10 Å,non-expans.	Si, Al	di : (Al) 2	muscovite (K)Al 2 (Si 3 , Al)O 10 (OH) 2
	2 : 1	x>0.8,c=10 Å,non-expans.	Si, Al	di : (Al,Mg,Fe) 2	illite (K, H 3 O)(Al, M g, F e) 2 (Si 3 , Al)O 10 (OH) 2
	2 : 1	x>0.8,c=10 Å,non-expans.	Si	di : (Al,Mg,Fe) 2	glauconite (K, N a)(F e 3+ , Al, M g) 2 (Si 4 O 10 (OH) 2
	2 : 1	x>0.8,c=10 Å,non-expans.	Si, Al	tri : (Mg,Mg,Fe) 2	biotite (K)(M g 2 F e 2+ )(Al, Si 3 )O 10 (OH) 2
	2:1:1	x>0.8,c=14 Å,non-expans.	Si,Al	tri :(Mg,Fe,Al) 3	clinochlore (M g, F e, Al)(M g, F e

  Géologie et minéralogie des minéraux hydratés par diagramme de phase, et sont fonction de la température, salinité, pH, W:R et de la circulation des fluides (les fluides chauffés, moins denses, remontent vers la surface si les fractures dans la roche le permettent).

	Les premiers nouveaux minéraux hydratés formés par métamorphisme de faible grade sont
	la prehnite, la pumpellyite et la laumontite (proche de l'analcime). Au delà apparaissent les
	amphiboles hydratées (inosilicates actilonite, hornblende) et l'épidote (sorosilicate). La chlorite
	est ubiquitaire dans les roches de diagénèse élevée et métamorphiques. Les phyllosilicates du
	groupe des serpentines peuvent se former en conditions hydrothermales mais également dans
	les sols, ils ne permettent pas de contraindre ce type d'environnement. A l'opposé, la prehnite
	est un hydroxyde métamorphique qui ne se forme que dans des conditions (p<3kbar, T∼[200-
	350]) bien précises (Frey and Robinson, 1998), très souvent en présence de zéolites, chlorite et
	pumpellyite. Chaque minéral métamorphique identifié sur Mars donne des contraintes fortes

La source de chaleur pourra être le gradient géothermique et des intrusions magmatiques. Ces mêmes impacts sont peut être responsables d'hydrothermalisme proche de la surface (dans les premiers km de la croûte, en fonction de la taille du cratère) qui pourrait former les même assemblages que le métamorphisme/hydrothermalisme de profondeur. Ce rôle particulier des impacts, mineur sur Terre, sera discuté dans le chapitre 4 qui leur est entièrement consacré. L'hydrothermalisme est un processus problématique car il permet la précipitation de quasiment tous les types de minéraux hydratés possibles, et donc ceux observés sur Mars. Le contexte géologique des sites altérés est souvent très dégradé car ancien, et il est dans ces circonstances difficile d'exclure des épisodes hydrothermaux. Les assemblages minéraux peuvent être prédits 1.1 sur la température et pression et donc la profondeur de formation. En particulier, ils peuvent dans certains cas fournir une limite supérieure de la profondeur d'hydratation de la croûte noachienne.

  'est le moyen d'étude privilégié avec la spectroscopie infrarouge. Un faisceau de rayons X est envoyé puis diffracté sur l'échantillon à analyser, à l'aide d'un détecteur on mesure l'angle de diffraction selon la loi de Bragg. On mesure de cette façon la largeur de l'intercouche en Å qui fourni une contrainte importante sur le type d'argile présent et son degré de stratification ou d'inter-stratification. On peut par ailleurs, en déshydratant par chauffage puis en le ré-hydratant, connaitre la nature expansible/non-expansible de l'intercouche.

	1.2.1.2 Spectroscopie infrarouge moyen/thermique.
	La spectroscopie IR-moyen est sensible aux transitions vibrationnelles des minéraux hy-
	dratés, notamment de part leurs liaisons S-O (sulfates), Si-O, Metal-O-Si et C-O

1.2 Caractérisation des minéraux hydratés 1.2.1.1 Diffraction par rayons X. C3 . La plupart se trouvent dans la gamme

[START_REF]'agir d'une couche d'éjecta issue des basins d'impacts qui se serait ensuite altérée en surface. Ce même type de couche enfouie est observée à l'est de Thaumasia Planum, relativement loin du basin d'Argyre. Dans les quelques éjectas de cratères à D ∼20-30 km suffisamment couverts avec OMEGA et CRISM, on voit une dominance de chlorites dans l'éjecta proximal et de vermiculite dans la partie distale, particulièrement à l'extrémité des lobes (figure 4.9). En raisonnement excavation pur, cela se traduit par une zonation verticale dans laquelle les chlorites étaient à plus grande profondeur[END_REF][7][8][9][10][11][12][13][14][15][16][17][18][19][20][21][22]

µm. Il est possible de détecter de la silice anhydre ou hydratés, les phyllosilicates, carbonates, sulfates et autres sels (ex :

[START_REF] Michalski | Mineralogical constraints on the high-silica martian surface component observed by TES[END_REF][START_REF] Bishop | Spectral identification of hydrated sulfates on Mars and comparison with acidic environments on Earth[END_REF]

. Deux instruments existent pour Mars, le spectro-imageur TES/MGS et sa version in-situ Mini-TES embarqué sur les MERs et fonctionnant de 5 à 29 µm

[START_REF] Squyres | Athena Mars rover science investigation[END_REF]

. Son utilisation, couplée à APXS a permis l'identification in-situ de sulfates hydratés et d'opaline à la surface de Mars. Ce domaine spectral n'est cependant pas le plus adapté pour l'étude des silicates hydratés car leurs bandes d'absorptions sont difficiles à différencier de celle de silice anhydre cristalline ou amorphe (quartz, obsidienne, etc.). C'est particulièrement le cas pour TES qui observe depuis l'orbite : le S/B est très faible en raison de la dominance de l'énergie spectrale par l'émission thermique de la planète et de fortes bandes d'absorptions du CO 2 dans cette région. De plus, le faible échantillonnage spatial (3 km/pixel) fait que l'on moyenne spatialement des terrains de différentes températures (et émissivités), ce qui peut induire de fausses bandes dans les spectres. A ceci s'ajoute des effets de coating et taille des grains qui masquent les signatures. Des études comparatives ont été faites entre l'infrarouge proche OMEGA/CRISM et TES, avec un succès limité

  On ne s'attarde ici que sur la partie infrarouge-proche du spectre, entre 0.9 et 5 µm. Les minéraux à la surface de Mars sont identifiées et parfois quantifiés à partir de leurs bandes d'absorptions et forme spectrale globale qui les caractérisent parfois uniquement, parfois de façon dégénérée. On peut découper le spectre en deux domaines : absorptions par transitions électroniques du visible à 1.2 µm et absorptions par transitions vibrationnelles > 1.3 µm. A noter qu'on ne s'intéresse qu'à des phases liquides ou solides (cristallines) en conséquence de quoi les bandes d'absorption sont relativement larges et sans structure fine (ni rotationnelle ou

	1.2 Caractérisation des minéraux hydratés
	MicrOmega.
	1.2.2 Spectroscopie infrarouge proche des minéraux hydratés
	1.2.2.1 Bandes d'absorption et autres caractéristiques spectrales

ro-vibrationelle). La spectroscopie des minéraux hydratés dans l'infra-rouge proche est décrite notamment dans

  OH,2νFe 3 OH,2νMg 3 OH,2νAl 2 OH,2νMg 2 FeOH, tous sauf carbonates 2νFe 2 OH,2νAlFeOH,2νH 2 O,2δH 2 O+νH 2 O,2νOH 1.85-1.98µm 2νH 2 O+δH 2 O,2νCO 3 +ν'CO 3 ,νCO 3 +3ν'CO 3 tous sauf phyllosilicates-OH 2.09-2.12µm νOH+νSiO,3νCO 3 +2δ'CO 3 ,νCO 3 +2ν'CO 3 +δ'CO 3 OH,νFe 3 OH,νMg 3 OH,νAl 2 OH,νMg 2 FeOH, tous sauf carbonates νFe 2 OH,νAlFeOH,νH 2 O,νOH

	Région spectrale	Transitions vibrationnelles	Minéraux hydratés concernés
	1.35-1.55µm	2νMgFe 2 carbonates, lizardites
	2.17-2.21µm	νOH+δAl 2 OH,2νOH+2νAlOH,νOH+δAlOH	phyllosilicates-Al, alunite
	2.24-2.26µm	νOH+δAlFeOH,νOH+δAlMgOH,νSiOH,ν'SiOH	phyllosilicates-Al+(Fe/Mg), silice hydratée
	2.27-2.29µm	νOH+δFe 2 OH,νOH+δFeOH	phyllosilicates-Fe, jarosite
	2.32-2.37µm	νOH+δMg 3 OH	phyllosilicates-Mg
	2.50-2.60µm	2νCO 3 +ν'CO 3	carbonates
	2.70-2.85µm	νMgFe 2

Table 1 .

 1 2 -Absorptions des minéraux hydratés dans la région [1.2, 2.9] µm. δ désigne une vibration de pliage (bend ) et ν une vibration d'étirement (a)symétrique (stretch). Al x Fe y Mg z désigne l'occupation des 3 sites octa/tétraédriques par les cations Al 3+ , Fe 3+ , Fe 2+ et Mg 2+ .

	Al-OH,OH
	Al-OH	Al-OH,OH	H 2 O
	H 2 O
	OH,H 2 O,Fe-OH
	H 2 O
	Si-OH
	H 2 O	H 2 O

Kaolinite (phy) Calcédoine Copiapite (sulfate)

  et des détections possibles de carbonates.

	Parallèlement ; des études régionales des 4 sites majeurs ont permis d'élaborer les premiers
	scénarios de formation géologique de ces minéraux. Une origine supergène est postulée pour
	Mawrth Vallis, partiellement hydrothermale pour Nili Fossae et partiellement évaporitique pour
	Meridiani Planum.
	Ces détections ont conduit à la construction d'un nouveau paradigme sur l'évolution hy-
	drologique et d'altération chimique de Mars : parallèlement aux trois ères géologiques sont

, avec notamment la découverte de prehnite, d'opale, de zéolites et la

  Figure 1.24 -Carte globale des minéraux hydratés effectuée en 2008 par Mustard et al., 2008 & Poulet et al., 2007, une soixantaine de sites avaient été identifiés.

	taine de sites a été élaborée (voir figure 1.24), ses résultats confirmant largement le paradigme privilégiés pour l'exploration des surfaces planétaires, de nombreux instruments similaires sont
	établi en 2006. en vol ou en préparation pour l'exploration d'autres planètes. Une 4 e génération, l'instrument
	MicrOMEGA, est en préparation pour l'exploration in-situ des surfaces de Mars et Phobos.
	Le principe de fonctionnement est identique pour OMEGA et CRISM, il est détaillé dans
	Bibring et al., 2004 et Murchie et al., 2007. En résumé : la lumière solaire réfléchie à la surface Chapitre 2 de Mars ou émise thermiquement est récoltée au moyen d'un télescope embarqué, au foyer
	duquel se trouve la fente d'entrée du spectro-imageur. Une lame dichroïque permet de récolter
	les flux infrarouge et visible sur deux voies dédiées. Les flux sont ensuite diffractés sur un réseau L'étude des minéraux hydratés sur par réflexion et envoyés sur une matrice de détecteurs (type InSb ou HgCdTe). L'ensemble
	banc optique et détecteur est refroidi passivement et activement par cryostats. Les détecteurs
	fournissent des données brutes en DU (digital units) qui ont été étalonnées radiométriquement Mars avec les instruments OMEGA en radiance (W.m -2 .st -1 .µm -1 ). L'observation de la surface de Mars s'effectue la plupart du
	temps en mode nadir (angle d'émergence nul) pour OMEGA alors que CRISM est monté sur et CRISM un cardan qui confère une angle d'émergence variable entre 0 et 35˚sur le champ observé.
	Si les nombreux travaux disponibles en 2008 permettaient d'avoir des indices localement sur Le format de données de la spectro-imagerie est le cube hyper-spectral : deux dimensions
	spatiales (X et Y projetées en longitude et latitude à la surface de Mars) et une dimension les conditions d'altération, il subsistait toujours une dégénérescence entre plusieurs scénarios Ce chapitre présente les moyens mis en oeuvre pour étudier la minéralogie de Mars à partir spectrale λ en microns (figure 2.1). On parle de pixels pour la dimension spatiale et de spectels plausibles de formation, et les cartographies globales n'étaient pas assez complètes pour que des instruments OMEGA et CRISM. Sont exposés les principales caractéristiques instrumen-('spectral elements' ou canaux spectraux) pour la dimension spectrale. Lorsqu'il y a peu de chaque étude locale puisse s'inscrire dans un cadre plus général. En particulier, la question tales, les traitements de données mis en place pour obtenir un spectre exploitable scientifiquement canaux spectraux (quelques dizaines) on parle plutôt de cube multi-spectral, c'est le cas de d'une altération globalement en surface ou en profondeur n'était pas résolue. ainsi que les différents algorithmes d'identification et de cartographie des minéraux hydratés. certains modes d'observation CRISM. Le détail du formatage des données est contenu dans les
	documents d'interface (Bibring et al., 2005, Murchie et al., 2011) publiés sur le PSA et le PDS.
	2.1 Description générale des instruments OMEGA et CRISM
	2.1.2 Spécificités et complémentarité OMEGA et CRISM
	2.1.1 Historique et fonctionnement général
	Malgré des concepts instrumentaux globalement similaires, il subsiste des différences liées
	Les instruments OMEGA et CRISM constituent respectivement les 2 e et 3 e générations de à des choix technologiques ou aux contraintes imposées par les sondes. Sont exposées ici celles
	spectro-imageurs visible et infrarouge proche (VNIR) dédiés à l'étude de Mars. Leur précurseur qui ont une importance pour l'étude des minéraux hydratés.
	confirmation de carbonates. Les 4 région principales ont été ré-étudiées avec CRISM et les ISM était une des contributions CNES à la sonde soviétique Phobos-2 et a fournit à la commu-
	nouveaux instruments d'imagerie haute résolution, permettant l'élaboration de scénarios de nauté les premières cartes minéralogiques de Mars, bien que partielles et à basses résolutions 2.1.2.1 Résolution et couverture spatiale
	formation plus précis. Le tableau suivant récapitule les espèces hydratés identifiées fin 2008. (Bibring et al., 1989). L'instrument OMEGA est à bord de la sonde européenne Mars Express
	Groupe minéral lancée en 2003, sa responsabilité scientifique est à l'IAS (Principal Investigator : Jean-Pierre Bi-Espèces L'orbite de Mars Express est quasi-polaire et excentrique (e ∼0.943) avec une altitude mi-
	Smectite bring). En activité depuis Janvier 2004, OMEGA est un des instruments phare de cette mission nimale de 298 km, celle de MRO est quasi-polaire et quasi-circulaire (e ∼0.113) avec une al-nontronite, montmorillonite, saponite Vermiculite en terme de retombées scientifiques. La conception instrumentale est plus ancienne puisqu'il fut titude minimale inférieure, égale à 250 km. Par ailleurs, la focale du télescope CRISM vaut vermiculite, inter-straftifiés Lizardite conçu conjointement par l'IAS et le LESIA pour la défunte sonde russe Mars 96. L'instrument 441 mm contre seulement 200 mm pour OMEGA. Leur champ de vue (FOV) vaut respective-serpentine ? Chlorite actuellement en orbite autour de Mars est le modèle de rechange. L'instrument CRISM à bord ment 2.12˚contre 8.8˚et chaque pixel possède un champ de vue instantané (IFOV) de 0.062 chlorite-Mg Kaolins de la sonde américaine Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) a débuté ses activités en novembre mrad pour CRISM contre 1.2 mrad pour OMEGA. Ces deux points confèrent à CRISM une kaolinite ou halloysite Micas 2006, sa responsabilité scientifique est à l'APL (Applied Physics Laboratory -Johns Hopkins résolution spatiale jusqu'à 20 fois supérieure à celle d'OMEGA : ∼ 18 m/pixel contre ≥ 350 illite, muscovite Sulfates poly-hydratés University, Principal Investigator : Scott Murchie). De conception assez similaire à OMEGA, il m/pixel. OMEGA aura en revanche accès à des résolutions spatiales inférieures au bénéfice gypse, autres possède notamment une meilleure résolution spectrale et surtout spatiale. OMEGA et CRISM d'une couverture plus globale de la planète. L'excentricité de Mars Express permet par ailleurs Sulfates mono-hydratés kieserite Autres sont toujours actifs malgré une dégradation sensible de leurs performances après plus de 5 ans en d'avoir des acquisitions pour toute une gamme de résolutions de ∼ 350 m à 4.1 km/pixel. silice hydratée, prehnite, zeolites, carbonates ? Une nouvelle cartographie globale couplée OMEGA-CRISM présentant en tout une soixan-orbite. Les spectro-imageurs infrarouge-proche ce sont imposés comme des outils d'investigation Plusieurs modes d'observations nadir ou quasi-nadir existent pour OMEGA et CRISM.

Pour OMEGA, ces modes sont fonction de l'altitude de la sonde qui induit des contraintes

sur X Y λ (µm)

	1.230
	1.203
	1.175
	1.148
	1.120
	1.05	1.44	1.82	2.21	2.60
			microns

reflectance Longitude (°E) Latitude (°N)

Table 2 .

 2

	1 -Modes d'observation de la surface de Mars par OMEGA et CRISM (couverture
	spatiale et nombre d'observations calculés pour février 2011).
	2.1.2.2 Résolution et gamme spectrale
	OMEGA possède trois voies physiquement séparées : 'V' ([0.38-1.05] µm), 'C' ([0.93-2.73]
	00-

µm) et 'L' ([2.55-5.1] µm). CRISM n'en possède que deux : 'VNIR' ([0.36-1.05] µm) et 'IR' ([1.

reflectance CRISM σ ~ 0.09 OMEGA σ ~ 0.05 CO 2

  Figure 2.2 -S/B de spectres OMEGA (bleu) et CRISM (rouge) dans Chryse Planitia. On trouve ici une différence de S/B ∼ 2. Les absorptions atmosphériques vers 2 µm sont masquées.

	0.17
	0.16
	0.15
	0.14
	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4
				microns
	surface de Mars. Un miroir de balayage latéral placé en amont du télescope permet de balayer
	la dimension horizontale X du FOV sur la plage -4.4˚à +4.4˚ce qui construit une ligne de
	spectres perpendiculaire à la trajectoire du satellite. La dimension verticale Y est elle fournie
	par le mouvement propre du satellite sur son orbite quasi-polaire (voir figure 2.3). L'altitude
	de la sonde impose la vitesse de survol selon la dimension verticale et l'amplitude du balayage
	horizontal doit être adaptée en conséquence :
	• Sonde au périastre : vitesse de survol maximale (4 km.s-1), un IFOV est parcouru ver-
	ticalement en <100 ms. Pour garder un temps d'intégration supérieur à 5 ms, seule une
	partie du FOV horizontal est acquis, correspondant à 16 pixels X (observation 'mode 16',
	résolution spatiale maximale 350 m/pixel)
	• Sonde à haute altitude : vitesse de survol < 2 km.s-1), il est possible de balayer tout le
	FOV horizontal et d'acquérir jusqu'à 128 pixels horizontaux à basse résolution spatiale
	(typiquement 4 km/pixel).	.1
	Contrairement à OMEGA, la technologie retenue pour CRISM est un fonctionnement en
	Le S/B est donc environ trois fois plus faible pour CRISM, et est inhérent à sa haute push-broom : le détecteur infrarouge est une matrice de 640*480 éléments. A un instant donné,
	résolution spatiale (voir figure 2.2). A ceci s'ajoute des problèmes liés au refroidissement des l'image de la fente est diffractée le long des 480 éléments verticaux λ du détecteur, mais cette
	détecteurs CRISM qui sont source de bruit supplémentaire (voir section 2.1.3). fois c'est tout le FOV qui est imagé le long des 640 éléments horizontaux X (602 effectifs). Il
	2.1.2.4 Modes d'acquisition et géométrie des détecteurs. n'y a pas besoin d'un miroir de balayage horizontal. La dimension verticale est obtenue tout
	comme OMEGA en se servant du déplacement propre de la sonde, elle aussi sur orbite quasi-
	Les détecteurs infrarouge (voies C et L) OMEGA fonctionnent en whiskbroom : ce sont polaire. Le fonctionnement push-broom simplifie donc l'acquisition des données et en augmente
	des matrices linéaires comportant chacune 128 éléments λ. A un instant donné, l'image de la considérablement le volume. Il y a certains avantages et inconvénients :
	fente est diffractée sur les 2*128 éléments de détecteur et permet l'acquisition d'un spectre de la • L'inconvénient majeur est lié au fait que chaque élément de détecteur possède une sensi-

1 pixel X 640 pixels X Trajectoires MRO/MEx 438 spectels 128 spectels Figure

			qu'à ± 35˚par rapport au nadir. Ce système complexe permet une acquisition spa-cessent même de fonctionner (spectels dits morts). Cela dégrade l'échantillonnage et donc
			tialement continue de la surface de Mars mais au détriment d'une variation de l'angle la résolution spectrale de l'instrument au point que l'identification de certaines bandes
			d'émergence/de phase donc de la masse d'air atmosphérique (une émergence de 35˚cor-d'absorptions devient difficile voir impossible. C'est le cas des dernières observations de la
			respond par exemple à ∼1.22 masse d'air par rapport au nadir). S'il n'y a que peu d'in-voie C qui n'étaient déjà plus utilisables pour l'identification de minéraux hydratés (voir
			fluence sur les observations à faible opacité atmosphérique, l'effet devient significatif en figure 2.4), alors que olivine et pyroxenes pouvaient encore être détectés. Les matrices 2D
			présence d'aérosols. Les effets latitudinaux induits sont illustrés en figure 2.9. OMEGA CRISM sont moins sensibles à ce problème.
	est exempt de ce type de problème. • Dégradation du miroir de balayage horizontal OMEGA. Depuis l'orbite #511 (juin 2004),
	• Le cardan présente un avantage toutefois puisqu'il donne la possibilité pour CRISM d'ef-le miroir de balayage dysfonctionne lors de l'acquisition complète du FOV (observations
			fectuer des observations dites emission phase fonction (EPF) : juste avant et après chaque basse résolution 'mode 128' ). Pour 12 spectels des colonnes 80 à 127, il y a des données
			observation d'un site, jusqu'à 11 observations du même site sont effectuées à plus basse aberrantes. Ce problème n'affecte heureusement qu'une très faible partie du jeu de données
			résolution (150-200 m/pixel) mais avec des angles d'émergence allant de -70˚à +70˚. Ces et est facilement détecté.
	données permettent de contraindre les propriétés atmosphériques des aérosols au moment • Problème d'étalonnage de la voie L OMEGA. Cette voie souffre d'une variation imprévisible
			de chaque observation pour mieux les retirer (Noe Dobrea et al., 2009) et constituent en du niveau de calibration, ce problème a été abordé en détails dans Jouglet et al., 2009, il
			soit une source d'information pour l'étude de l'atmosphère Martienne. nous concerne peu dans le cadre de cette étude.
	2.1.3 Vieillissement des instruments 30	0.17
	bilité variable inhérente aux aléas de fabrication, aux fluctuations du courant de charge et de température. Ceci n'est qu'en partie corrigé dans l'étalonnage par la prise en compte du flat-field. Pour des matrices linéaires (OMEGA voies C+L), la variabilité entre éléments est entièrement corrigée par l'étalonnage radiométrique. A chaque élément correspond tou-jours la même longueur d'onde (un élément = un spectel), i.e. la surface de Mars est vue Le vieillissement des instruments après des années en orbite autour de Mars est un phénomène inévitable qui a des conséquences sur l'exploitation des spectres. Il se manifeste de plusieurs façons : • Dégradation des cryostats. Les détecteurs CRISM sont refroidis activement à 120K à l'aide d'une redondance de 3 cryostats He. Le cryostat #1 a cessé de fonctionné très rapidement et les deux derniers soufrent d'un problème d'étanchéité (contamination par du givre de CO2) qui entame leur performance et durée de vie, les opérations ont dues êtres 5 10 15 20 25 courant d'obscurite en pre-charge (DU) 0.11 0.12 0.13 0.14 0.15 nombre de spectels defecteux en voie C (128 spectels) 0.16
			pour chaque λ par le même élément. Dans le cas de CRISM, l'étalonnage radiométrique est adaptées en conséquence : la température nominale à été augmentée d'environ 5K, avec
	0	0	effectué sur la dimension verticale de la matrice (les 480 spectels) mais on image chaque 01/04 05/04 10/04 12/05 07/06 06/07 03/08 02/09 10/09 08/10 1.0 1.5 2.0 2.5 microns des conséquences notables sur le S/B des données (augmentation du bruit de détecteur). 0.10
			λ non pas sur 1 mais 640 éléments différents. Malgré la prise en compte du flat-field puis La température peut dépasser 130K sur certaines observations, dans ce cas les données
			du biais acquis à chaque observation il reste des défauts qui sont très visibles dans les deviennent difficilement exploitables. En comparaison, les détecteurs infrarouge proche
			données sous forme de stries verticales (voir figure 2.14) et qui doivent être corrigés (voir OMEGA sont refroidis chacun à environ 77K sans redondance. Ses cryostats ont fonctionné
			section 2.2.4.5). pendant plus de 6 ans sans défaillance (leur espérance de vie au lancement était de 1.5
	• L'instrument CRISM sera en revanche beaucoup plus robuste au vieillissement. Si un ans) jusqu'au 27 aout 2010 où après une lente dégradation le cryostat de la voie C a
			élément de détecteur cesse de fonctionner, il n'y aura que peu d'incidence car seul un court-circuité rendant cette voie inexploitable. Les autres voies sont toujours utilisables à
			pixel de la surface de Mars ne sera plus acquis à une longueur d'onde donnée. Si un l'heure actuelle.
	élément de détecteur vient à dysfonctionner sur OMEGA, c'est l'ensemble de la surface • Dégradation du cardan CRISM. Au cours des deux dernières années, le cardan a montré
			de Mars qui ne sera plus imagée à la longueur d'onde correspondante. Ce vieillissement des signes de vieillissement, le moteur s'est grippé à plusieurs reprises et a mal exécuté des
			qui a particulièrement affecté la voie C est abordé en section 2.1.3. commandes de balayage ce qui a conduit l'arrêt des opérations haute-résolution pendant
	• Le second inconvénient est lié à la très haute résolution spatiale CRISM : la vitesse de plusieurs semaines. Depuis octobre 2010, le cardan n'est plus utilisé que sur l'intervalle
			défilement trop rapide de MRO et le faible IFOV des pixels CRISM font qu'il n'est pas pos--30˚à +60˚pour empêcher un blocage complet, une partie des acquisitions EPF ne sont
			sible d'acquérir une observation sans discontinuité verticale avec un temps d'intégration donc plus réalisées.
	suffisant pour garantir un S/B acceptable. L'ensemble de l'instrument a donc été monté • Spectels défectueux OMEGA (voie C principalement). Au fil du temps, de plus en plus
			sur un cardan qui pivote perpendiculairement à l'axe de la trajectoire du satellite jus-d'éléments du détecteur fonctionnent de façon erratique (spectels dits chauds) et certains

2.3 -Géométrie des détecteurs et mode d'acquisition whisk-broom OMEGA (trace bleue, 350m/pixel ) et push-broom CRISM (trace verte, 18m/pixel ).

  CAT possède une interface interactive presse-bouton qui lui confère une prise en main simple permettant d'analyser des observations CRISM sans avoir une connais-

	2.2 Réduction des données 2.2.1 Approche générale Lorsque débute ce travail de thèse en 2008, il existe déjà un suite logicielle de réduction et d'analyse des données CRISM. Du nom de CAT (CRISM Analysis Toolkit), il est développé par l'équipe CRISM à APL sur plateforme IDL-ENVI. Il est régulièrement mis à jour, la dernière ver-sion (6.6) est sortie en mars 2010 et est téléchargeable depuis le PDS : http : //geo.pds.nasa.gov spatial Dé-spiking spectral Rejet des pixels aberrants Cube de données brut Rejet des spectels aberrants Calibration radiométrique Correction atmosphérique Déstriage spatial Calibration géométrique Soustraction du continuum Calcul des critères spectraux Soustraction des systématiques Débruitage des critères Projection géographique Cube de reflectance traité Correction photométrique 2.2.2 Correction photométrique Correction du smile spectral Cube de rapports de spectres Figure 2.5 -Principales étapes de la réduction des données OMEGA et CRISM. Les cases en pointillées désignent les étapes spécifiques à CRISM. Elles seront détaillées dans les sections suivantes. sance approfondie des données, de l'instrument ou des algorithmes de traitement, avec tous les risques que cela implique. Cette simplicité lui vaut d'être exclusivement utilisé par la commu-nauté CRISM et l'équipe elle-même mais il comporte des désavantages, notamment la difficulté de modifier ou même de comprendre les méthodes de traitements qui sont effectués. De par une exécution lente avec une intervention humaine nécessaire et l'impossibilité d'analyser des obser-vations à la chaîne, il ne convient pas à l'étude en masse de données. Par ailleurs, de nombreux outils améliorant l'analyse et l'interprétation qui sont disponibles aujourd'hui ne l'était pas en Ces raisons m'ont conduit à développer une suite de logiciels IDL parallèle au CAT et di-visé en deux parties, une pour la réduction (READ MINERALOGY ) et l'autre pour l'analyse (OCAT : OMEGA and CRISM Analysis Tool ). Elle est conçue pour fonctionner indifféremment avec OMEGA et CRISM répondant ainsi mieux aux besoins de cette thèse. Les algorithmes implémentés sont simples, la raison étant qu'il fallait trouver un compromis entre performance, robustesse et temps de calcul. Il était prévu dès le commencement d'effectuer une étude globale des données OMEGA puis CRISM en un temps limité, avec la nécessité de produire rapidement des résultats. Ces contraintes fortes ont conduit au développement de traitements les plus ro-bustes possibles afin d'éviter au maximum les faux positifs pour un temps de calcul minimal. Ils sont en outre particulièrement adaptés à l'identification de minéraux hydratés (bien qu'ils fonctionnent également pour les mafiques ou glaces) et il sera montré en section 2.6.2 qu'ils produisent de meilleurs résultats que le CAT. Le schéma figure 2.5 résume les étapes nécessaires à la réduction des données, i.e. pour passer des données brutes instrumentales aux données exploitables scientifiquement. Dans les grandes lignes : les données sont étalonnées (calibrées), corrigés des effets photométriques et atmosphériques puis traitées des différents artéfacts instrumentaux, certains propres à un des instruments et d'autres communs. Dans l'infrarouge proche (1 ∼ 2.6 µm), l'énergie lumineuse reçue par les spectro-imageurs est totalement dominée par le rayonnement solaire réfléchi à la surface de Mars. Le flux lumineux traverse l'atmosphère de Mars (deux fois pour les photons réfléchis, une fois pour les photons thermiques) où ont lieu des absorptions par le CO 2 ainsi que des absorptions et diffusions par les aérosols. On l'exprime en intensité spécifique ou radiance [I λ ]=W.m -2 .sr -1 µm -1 : I λ = I solaire λ (i, d M ars )H atm λ (i)H atm λ (e)r λ (i, e, ϕ) (2.1) -i, e et ϕ désignent respectivement les angles d'incidence, d'émergence et de phase relative à la normale locale du point considéré. -I solaire λ (i, d M ars ) désigne la radiance solaire incidente sur l'atmosphère de la planète à d M ars du Soleil -H atm λ (i, e) désigne la fonction de transfert atmosphérique à un point et instant donné. -r λ (i, e, ϕ) désigne la réflectance bidirectionnelle de la surface, appelée par la suite réflectance ou albédo H atm varie avec l'extinction et la masse d'air traversée, elle dépend donc des conditions météorologiques locales et de l'altitude du point considéré. Par la suite, nous négligerons la contribution des aérosols dans la fonction de transfert, ne considérant qu'un modèle simple d'absorption gazeuse par le CO 2 . Cette contribution notamment liée à la diffusion sur les grains /missions/mro/crism.htm. Déstriage 2008. de poussière a été étudiée en détail dans Vincendon, 2008.

  µm car ils n'induisent pas de bande d'absorption. On peut par ailleurs s'affranchir de leurs effets en retirant un continuum linéaire aux spectres ou en les traitement comme des biais systématiques (voir sections2.4.1 et 2.4.2.1).Ceci est valable tant que l'opacité optique n'est pas trop importante (τ IR 0.5), ce qui est le cas de la majorité des observations utilisées. Pour une forte opacité, la correction atmosphérique fonctionne toujours au premier ordre, mais les résidus atmosphériques dans les spectres sont importants. Elle diminue notamment la variation latitudinale des absorptions du triplet CO 2 qui est due à un angle de phase variable dans cette direction. La figure2.9 montre un exemple d'observation à forte opacité. On évalue le résidu atmosphérique en calculant la norme quadratique normalisée du spectre entre 1.85 et 2.05 (après retrait d'un continuum linéaire). On voit que sa variation avant (rouge) et après (bleu) correction est différente, et devient quasi-constante. Ce

	0.38						60
							50
	0.36
	reflectance et pente						40 30	angle (deg)
	0.34
							20
							10
	0.32
	-27.10 -27.10 -27.10	-27.05 -27.05 -27.05	-27.00 -27.00 -27.00	-26.95 -26.95 -26.95	-26.90 -26.90 -26.90	-26.85 -26.85 -26.85	-26.80 -26.80 -26.80	-27.10	-27.05	-27.00	-26.95	-26.90	-26.85	-26.80
				latitude (deg N)						latitude (deg N)

nouveau résidu est ensuite aisément retiré par soustraction des systématiques (section 2.4.2.1).

Une correction plus précise a été élaborée

[START_REF] Vincendon | Modelisation du transfert radiatif dans l'atmosphere martienne pour la determination des proprietes spectrales de surface et la caracterisation des aerosols martiens a partir des donnees OMEGA[END_REF]

mais n'a pas été appliquée dans le cadre de ce travail du fait du faible impact des aérosols et afin de réduire le temps de calcul. 2.2.3.4 Conséquences des absorptions atmosphériques sur la détection des minéraux hydratés Les absorptions CO 2 sont quasi-saturées à 1.97, 2.01 et 2.07 µm, celles à 2.7 et 2.79 µm sont saturées aux résolution OMEGA et CRISM. L'harmonique à 4.26 µm est également saturée, rendant inexploitable toute la région entre 4.1 et 4.4 µm. A cecit s'ajoute la présence de molécules d'eau adsorbée à la surface de Mars (Jouglet et al., 2007) et dont les bandes d'absorption principales se trouvent entre 2.6 et 2.75 µm.

Ces absorptions principales, et d'autres plus faibles doivent être prises en compte lors de l'étude de la minéralogie de surface. Si les régions

[2.65-2.9

] et

[4.1-4.4]

µm ne sont pas exploitables car saturées, les corrections atmosphériques mises en place permettent d'exploiter le reste du spectre. Malgré tout, certaines régions seront moins fiables car la correction ne sera jamais parfaite et le signal reçu depuis la surface est intrinsèquement plus faible. La figure 2.10 illustre les zones dangereuses pour l'identification des bandes de minéraux hydratés. Y sont représentés plusieurs familles : sulfates mono-et poly-hydraté, smectite, zeolite, chlorite et carbonate, ainsi que la transmittance atmosphérique martienne (noir ). La bande vers 1.4 µm commune à la plupart des minéraux hydratés peut être affectée par la transition à 1.43 du CO 2 , en pratique cette bande est très faible dans les spectres martiens et n'est pas capitale pour l'identification minérale. Le triplet du CO 2 vers 2 µm est plus problématique car la plupart des minéraux hydratés ont une bande entre 1.9 et 2.0 µm. Le triplet est cependant légèrement décalé vers les plus grandes longueurs d'ondes ce qui permet en pratique d'avoir accès à cette bande si la correction atmosphérique est bonne (voir par exemple la figure 2.7). La large bande saturée à 4.1-4.4 µm est encore plus problématique car elle recouvre une large bande des sulfates ainsi qu'un plateau entre deux bandes de carbonates, compliquant les détections. La partie > 3µm du spectre souffre par ailleurs d'artéfacts instrumentaux, d'un faible S/B des détecteurs et de la

Centre de la PSF (µm) Réponse instrumentale (PSF) microns spectel #10 Centre du champ spectel #200 Centre du champ Centre de la PSF spectel #200 Centre de la PSF spectel #10 spectel #200 Première colonne spectel #200 Dernière colonne

  'instrument CRISM possède un bruit stochastique plus important que OMEGA auquel s'ajoute des 'pics' aléatoires (spikes) dans les spectres qui doivent être corrigés. Ce traitement est nécessaire au même titre que la correction des spectels défectueux (section 2.2.4.2) afin de fournir un spectre sans discontinuité aux algorithmes en aval. En effets, les spikes peuvent induire de fausses bandes et anti-bandes qui vont contaminer les cartes de bandes d'absorptions (faux positifs et négatifs). L'instrument OMEGA est moins sujet aux spikes mais cette correction peut s'avérer pratique pour corriger les éventuels artéfacts résiduels vers 2 µm liés à une sur/sous correction atmosphérique.Le problème est assez facile car les bandes d'absorptions de minéraux hydratés sont larges de plusieurs spectels et donc différentiables des spikes mono-spectels. La méthode retenue est très simple et requiert un temps de traitement très cours :

		1.04	1.05	1.06	1.07	1.08	1.09
		0.07
		0.06						2.328					1.076
	reponse instrumentale (PSF)	0.03 0.04 0.05					smile spectral (microns)	2.326 2.322 2.324					1.070 1.072 1.074
		0.02						2.320
													1.068
		0.01						2.318
													1.066
		0.00
		2.29	2.30	2.31	2.32	2.33	2.34	100	200	300	400	500	600
	a.			microns microns		b.		colonne X (direction de la fente) Colonne X i

4 spectel) et le smile spectral décale la longueur d'onde centrale de la PSF jusqu'à 10 nm environ (∼ 1.3 spectel). Touts deux sont plus importantes sur les bords latéraux du champ, ils sont illustrés en figure 2.12. On peut voir pour le spectel # 200 (∼ 2.32 µm) à la fois le décalage et l'élargissement de la PSF par rapport à celle du centre du champ. Ces effets sont minimaux au centre, appelé pour cette raison le sweet spot. Leur spécifications lors de la calibration au sol sont disponibles dans Murchie et al., 2007. Le smile spectral est problématique car une variation de 10 nm peut non seulement affecter les algorithmes de détection minérale (basés sur la position exacte de certaines bandes) mais aussi leur identification et cartographie. Par exemple les smectites 2:1 purement ferriques ont une bande centrée à 2.285 µm (nontronite) et les smectites purement magnésiennes (saponite) ont une bande décalée jusqu'à 2.32-2.33 µm. Un décalage de 0.01 µm peut contribuer à une erreur d'identification entre deux minéraux dont la bande est très proche. Il est heureusement Figure 2.12 -Réponse instrumentale (PSF) CRISM et effets keystone et smile spectral. a. Distorsion et décalage de la PSF des spectels #10 (∼ 1.07 µm) et #200 (∼ 2.32 µm). b. Décalage du centre de la PSF (en forme de smile) en fonction la position horizontale du champ. possible de mesurer le smile spectral grâce aux données de calibration. En raison du faible S/B des observations CRISM, on a systématiquement recours à des moyennes spatiales de spectres. Cette moyenne est calculée sur des spectres appartenant à des colonnes différentes et qui seront donc affectés par le smile. La solution est de ré-échantillonner chaque spectre individuel à la longueur d'onde centrale du sweet spot, on utilise pour cela une interpolation SPLINE. Malgré cela, un léger lissage du spectre moyen sera inévitable et pour minimiser cet effet il faut choisir une moyenne spatiale qui soit la plus restreinte possible selon la dimension horizontale. Nous verrons par ailleurs qu'en traitant le smile comme un biais systématique, il sera possible de limiter son effet sur les cartes et spectres (voir section 2.4.2.1). Par contraste, la réponse instrumentale OMEGA est la même sur tout le champ de vue. L'étalement de la PSF aux bords de l'image est plus problématique, car par définition l'information spectrale est perdue par confusion. Il est cependant possible de reconstruire une PSF corrigée par aiguisage (sharpening) spectral. C'est ce qui à été fait dans Ceamanos and Doute, 2010. Cette approche n'a pas été retenue ici car elle est mal adapté à la grande variabilité de forme et positions des bandes des minéraux hydratés Aucune correction n'est implémentée systématiquement, mais leur étude a permis de définir les précaution à pendre dans l'analyse spectrale. On évitera de sélectionner des spectres sur les bords latéraux du champs et les rapports spectraux se feront sur une même colonne. 2.2.4.4 Correction des spikes spectraux. L

  22 ∼ 2.26 µm) idat(2.30 ∼ 2.33 µm) La non-linéarité se traduit dans les critères spectraux par des oscillations de leur valeur en fonction du flux incident. C'est ce qui est montré pour ce critère en figure 2.16b. Chaque courbe représente la valeur du critère de chaque observation OMEGA. Les oscillations à grande échelle peuvent atteindre une amplitude de ∼ 2% qui n'a pas de sens physique. On voit par ailleurs qu'à gamme de niveau de pré-charge égal (observations en rose et noir), la non-linéarité change au cours du temps (décalage vertical du critère), et de façon imprévisible.

. L'amplitude des oscillations fixe un seuil minimal de détection pour les critères de bande d'absorption (∼ 2% ici). La zone entre ∼ 900 et 1700 DU est la plus affectée : le niveau moyen du critère varie très rapidement. Au delà, il est possible d'avoir un seuil légèrement plus faible.

La non-linéarité n'est pas problématique lorsque l'on regarde des spectres de valeur de idat comparables, mais peut causer des artéfacts (notamment de fausses bandes d'absorptions) lors de rapports spectraux à valeurs de idat très différentes, particulièrement dans la zone 900-1700 DU. Plus un critère spectral utilise des spectels ayant des valeurs idat différentes plus il sera sensible.

  LS H locale ∆H d min <i> C,Ω <e> C,Ω < ϕ > C,Ω Observations co-jointes OMEGA et CRISM. De gauche à droite : numéros d'observation, longitude, latitude, température des détecteurs CRISM et OMEGA, longitude solaire, heure locale, durée entre l'acquisition CRISM et OMEGA, distance minimale au sol entre les deux observations, angles d'incidence, d'émergence et de phase au point le plus proche entre les deux observation. 2.2.6.2 Comparaison des étalonnages OMEGA et CRISM Cette section synthétise une partie du travail effectué en collaboration avec Dave Humm, ingénieur sur l'instrument CRISM à APL et responsable de son étalonnage. Il s'agissait d'utiliser l'instrument OMEGA dont l'étalonnage est à priori mieux maitrisé pour évaluer la TRR2 et tester des prototypes de TRR3. Pour se faire des observations jointes OMEGA-CRISM ont été réalisées en 2009 et début 2010, observant la même région de Mars et au même moment. L'intérêt est de minimiser la variabilité de composition de surface et de l'atmosphère pour une comparaison spectrale fiable. Les spectres utilisés sont en radiance corrigée de la photométrie mais ni de l'atmosphérique ni de l'émission thermique. La table 2.2.6.2 résume les caractéristiques instrumentales et géographiques des 6 observations co-jointes analysées (sur la douzaine disponible).

	CRISM	OMEGA Lon.(˚E) Lat.(˚N) T detecteur C,Ω
	FRT1073B	6445 1	14.65	-54.67	125.7K, 77.7K 188.5˚16.0h	1j2h 0.8˚70˚,61˚7˚,8˚76˚,56F
	RT10668	6441 1	55.33	-53.95	132.6K, 77.7K 186.7˚16.1h	1j1h 0.0˚72˚,60˚5˚,1˚67˚,61F
	RT10BD5	6515 0	169.85	-66.58	138.0K, 77.5K 199.7˚16.2h	0j3h 0.0˚72˚,62˚2˚,2˚72˚,61F
	RT10749	6453 1	293.26	-56.0	125.8K, 77.9K 188.7˚16.1h	1j1h 1.0˚71˚,62˚5˚,11˚75˚,53F
	RT10709	6442 1	315.16	-54.12	125.8K, 77.9K 188.0˚16.0h	1j2h 0.2˚71˚,61˚5˚,3˚73˚,62F
	RT10635	6438 1	355.84	-53.46	125.6K, 77.8K 186.2˚16.1h	1j1h 1.1˚72˚,61˚8˚,8˚64˚,67T
	able 2.2 -

Table 2 .

 2 3 -Critères spectraux utilisés pour la détection des minéraux hydratés et mafiques. '∼' indique la gamme spectrale sur laquelle est calculée la médiane du spectre. Les ' ;' délimitent des intervalles discontinus. Les étapes décrites précédemment et les traitements additionnels qui vont suivre permettent d'avoir un jeu de données le plus propre possible qui assurera une très bonne robustesse aux critères calculés.

	et sulfates poly-hydratés.)
	-Un continuum spectral entre 1 et 2.6 µm de forme le plus souvent concave du à Fe 3+ ,
	Fe 2+ et H 2 O.
	Il existe de nombreuses méthodes de détection, chacune possédant des atouts et inconvénients.

2.3 Détection des minéraux hydratés 2.3.1 Les critères spectraux utilisés

La réduction des données décrite ci-dessus fournit un cube de réflectance traité des principaux artéfacts instrumentaux et des absorptions atmosphériques. Il est à présent possible de tester ce cube pour la présence de minéraux hydratés, et de les discriminer. Leur spectres possèdent 3 caractéristiques qui peuvent être exploitées :

-Des bandes d'absorptions symétriques (ex : bande à 2.2 µm de montmorillonite) ou asymétriques (ex : bande à 1.9 µm des minéraux hydratés-H 2 O, bande à 2.25 µm de l'opale). L'ordre de grandeur de leur largeur est ∼ 50 nm.

-Des épaules spectrales : une chute plus ou moins abrupte de la réflectance ne remontant pas au delà (ex : chute > 2.3 µm des smectites inter-stratifiées, chute > 2.4 µm des zéolites Certaines permettent seulement de tester la présence des minéraux hydratés, d'autres d'identifier précisément le minéral et d'autres encore d'estimer leur abondance. Il n'est pas question ici n'énumérer toutes les méthodes disponibles, ni de les tester toutes. De nombreux travaux antérieurs s'y sont attelés sur les données OMEGA, CRISM, ISM et AVIRIS (voir par exemple gendrin, 2004). Sur la base de ces travaux et l'expérience antérieure de l'équipe OMEGA, le choix a été fait d'utiliser presque exclusivement la méthode dite des critères ou paramètres spectraux qui évalue la profondeur d'une bande en effectuant des rapports de spectels. Cette méthode simple, décrite dans Clark and Roush, 1984 est aujourd'hui la plus utilisée sur les données OMEGA et CRISM : BD(λ bande ) = 1 -r(λ bande ) r(λ continuum ) (2.10) λ bande et λ continuum désignent un intervalle de longueur d'onde (quelques spectels) sur lesquels on calcule la médiane du spectre afin de limiter l'effet du bruit spectral (bruit de Poisson ou spikes). λ continuum est constitué d'un seul intervalle lorsqu'il s'agit de mesurer une épaule spectrale et la forme du spectre (pente locale ou concavité) ou alors de deux intervalles discontinus situés de part et d'autre d'une bande d'absorption. De part leur simplicité, ces critères sont très rapides à calculer, ce qui les rends tout particulièrement adaptés à une étude en masse des jeux de données OMEGA et CRISM. Chaque critère est accordé sur une bande ou une épaule bien précise et en les utilisant conjointement il est alors possible d'avoir une information à priori sur la nature du minéral sans visualiser les spectres. On peut par exemple cartographier un critère de profondeur de bande à 1.9 µm et présentent une épaule spectrale dont la position va varier continument entre 2.29 et 2.33 µm en fonction du rapport ionique F e F e+M g . Les principales faiblesses de ces critères est leur sensibilité aux artéfacts instrumentaux, bruit spectral et aux contaminants de surface (poussière, mafiques, ombre et glace d'eau notamment -voir section 2.4.1).

  2 , de l'olivine et enfin des minéraux hydratés. Elles ont été cartographiées à l'échelle globale grâce aux données OMEGA(Poulet et al., 2007, Ody et al., 2010). Ces familles ne sont que partiellement représentatives de la composition modale des roches martiennes basaltiques(McSween et al., 2009). Ceci est dû au fait que les minéraux silicatés non hydratés et non ferriques ne présentent ni bande

	La figure 2.25 illustre les biais causés par ces contaminants. On a injecté 4 spectres de
	minéraux hydratés aux bandes d'absorptions distinctes(vermiculite, analcime, calcédoine hy-
	dratée et clinochlore), à hauteur de 20 % et uniformément sur le cube. Cette proportion
	représente une valeur élevée d'abondance massique de minéraux hydratés comme établie par
	modélisation non-linéaire à Mawrth Vallis

d'absorption ni pente spectrale entre 1 et 2.6 µm. C'est en particulier vrai pour les feldspaths qui composent à plus de 15 wgt % les roches martiennes, mais également pour les sels non hydratés. Les minéraux mafiques détectables par OMEGA et CRISM (pyroxene et olivine) ont de larges bandes situées vers 1 et 2 µm qui peuvent contaminer les critères de détection des minéraux hydratés en modifiant localement la forme du continuum des spectres. Les glaces d'eau et de CO 2 sont encore plus problématiques car leurs bandes d'absorptions coïncident avec certaines bandes de minéraux hydratés. La poussière de surface (et les aérosols) induisent une pente spectrale négative qui biaisent également les critères. Pour tester le comportement des critères spectraux de minéraux hydratés en présence des quatre autres espèces, on construit un cube de réflectance synthétique des dimensions d'un cube CRISM dans lequel on mélangera linéairement et en proportions variables toutes ces espèces.

Ce cube synthétique est présenté en figure

2

.24. On utilise pour cela des spectres de laboratoire d'olivines, de pyroxène et de glace d'eau, et on simulera la composante poussiéreuse par une pente spectrale négative. Le cube est séparé en zones : glace d'eau en haut à gauche (bleu), poussière en haut à droite (violet), olivines en bas à gauche (vert et jaune) et pyroxène en bas à droite (rouge). Les spectres de laboratoire utilisés sont fournis à coté. Chaque espèce est présente en proportion variable. Le spectre de poussière simulé est le seul présent en quantité variable sur l'ensemble du cube (croissante vers le haut), sa pente est également variable.

33 µm glace poussière pyroxene fayalite forsterite glace poussière pyroxene fayalite forsterite glace poussière pyroxene fayalite forsterite glace poussière pyroxene fayalite forsterite

	0 . 1	1.92 µm	1 . 2	0	2.25 µm	0 . 4 5	0 . 1	2.5 µm	0 . 7	0 . 1	2.	0 . 9

1.73-1.83, 2.10-2.16µm 9.6 % Calcédoine Silice hydraté, opale 2.20-2.30µm 2.05-2.15, 2.35-2.40µm 13.6 % Analcime Sulfates et zeolites 2.42-2.50µm 2.15-2.30µm 64.6 % Clinochlore Chlorites et smectites-Mg 2.32-2.36µm 2.10-2.20µm 43.6 %

Cube de rapports de spectres Cube TRR2 Cube de rapports de spectres

		1.01								1.01
	réflectances (décalées)	0.96 0.97 0.98 0.99 1.00	Cube TRR2						0.96 0.97 0.98 0.99 1.00
		0.95								0.95
			1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6
						microns								microns

  Cette méthode d'empilement (dit stacking) spectral, empruntée à l'astrophysique[START_REF] Dole | The cosmic infrared background resolved by Spitzer. Contributions of mid-infrared galaxies to the far-infrared background[END_REF] à plusieurs avantages :-elle augmente le S/B des spectres -les faux positifs sont éliminés et l'identification spectrale facilitée. En effet, s'il y a des minéraux hydratés dans l'observation, l'empilement sur une de ses bandes d'absorption (par exemple à partir d'un critère à 2.3 µm) devrait révéler les autres bandes (à 1.9 µm etc.), conférant ainsi un très bon degré de confiance pour la détection. Si en revanche le critère sur lequel en effectue l'empilement trace une bande ou artéfact non dû aux minéraux hydratés, les autres bandes ne seront pas présentes dans le spectre empilé. -elle permet de mettre en évidence des bandes d'absorption dont la profondeur caractéristique est trop faible ( 1σ) pour être observable dans un spectre individuel (par exemple la bande vers 1.4 µm) Si N sp est le nombre de pixels sélectionnés, le S/B du spectre moyen extrait augmente en N sp pour un bruit de Poisson. La façon dont on sélectionne la ROI et son filtrage éventuel est illustré en figure 2.40) et diffère en fonction de ce que l'on recherche. La bande à 1.4 µm n'est visuellement pas identifiable dans la quasi-totalité des spectres individuels. Le tableau suivant montre l'évolution du S/B moyen pour chaque critère, avant et après empilement. On obtient des détections a bon niveau de confiance (>> 2 σ).Figure 2.37 -Signal-sur-bruit des bandes d'absorptions correspondants respectivement aux critères de chlorite (2.35 µm) et des critères à 1.92 et 1.4 µm. On a sélectionné que les 5736 pixels dont la valeur du premier critère ∈ ]0.1-6[ % (observation FRT 9E58).

			critere chlorite (Bande 2.35 um) BD 2.35 µm (chlorites)		Bande 1.92 um BD 1.92 µm	Bande 1.40 um BD 1.40 µm
		10			10		10
		8			8		8
	signal sur bruit	4 6		signal sur bruit	4 6		signal sur bruit	4 6
		2			2		2
		0			0		0
		0	1000 2000 3000 4000 5000	0	1000 2000 3000 4000 5000	0	1000 2000 3000 4000 5000
			pixels selectionnes			pixels selectionnes	pixels selectionnes
	2.5.1.1 Méthodologie	Bande		S/B moyen	S/B
			d'absorption	avant stacking après stacking
	Pour palier au faible S/B spectral (particulièrement pour les observations CRISM), il est 2.35 µm (stackée) 1.72 35.46 nécessaire d'effectuer des moyennes spatiales de spectres. La surface sélectionnée pour ces 1.92 µm 1.05 21.29
				1.4 µm		0.44	7.13

moyennes constitue la région d'intérêt (ROI), elle peut être continue ou discontinue. Celle ci est définie à partir des cartes de critères spectraux préalablement calculées. Le principe est simple : une fois la ROI sélectionnée, on extrait son spectre moyen à partir du cube de rapport de spectres.

Les figures 2.37 à 2.39 illustrent l'intérêt du stacking sur deux observations CRISM. La première (FRT 9E58) possède des signatures de chlorites, la seconde (FRT 622B) présente à la fois des zéolites/suflates et smectites-Fe/Mg qui contaminent entre eux leurs critères spectraux respectifs (cartes de la figure 2.40).

2.5.1.2 Exemples

Observation FRT 9E58. On ne sélectionne que les pixels dont la valeur du critère de chlorite (épaule à 2.35 µm) ∈ ]0.1-6[ %, soit N sp = 5736 spectres. Si l'on compare la profondeur de cette épaule au bruit spectral mesurés sur chaque spectre (figure 2.37) on peut voir que le S/B est majoritairement < 2 σ. C'est encore plus particulièrement vrai pour les bandes à 1.92 µm et 1.40 µm qui sont intrinsèquement plus faibles (les critères spectraux sont calculés sur les mêmes pixels). Dans ces cas, le S/B moyen est alors < 1 σ. La figure 2.38 montre le spectre empilé par rapport à un spectre individuel. L'empilement sur le critère à 2.35 µm fait ressortir les bandes à 1.92 et 1.40 µm (cette dernière est confondue dans le bruit des spectres individuels). L'évolution du S/B ne suit pas exactement une loi en

Critère smectite-Fe (2.29 µm) FRT 622B Critère smectite-Mg/Chlorites (2.35 µm)

  Figure2.39 -Spectres moyens extraits pour l'observation FRT 622B basé sur le critère de smectite-Fe (gauche) et smectite-Mg/Chlorite (droite). L'erreur calculée par bootstrap est en bleu.Observation FRT 622B. Cette observation présente des smectites-Fe/Mg ainsi que des zéolites ou sulfates. On effectue un empilement sur le critère de smectite-Fe (2.29 µm) non affecté par la présence de zéolites ainsi que sur le critère de smectite-Mg/chlorites(2.35 µm) qui lui est contaminé par les fortes signatures de zéolites/sulfates. Le tableau suivant résume les S/B des bandes avant et après empilement :

		1.000 1.000				1.005 1.005
						1.000 1.000
	reflectance relative reflectance relative	0.990 0.995 0.990 0.995			reflectance relative reflectance relative	0.995 0.995
						0.990 0.990
		FRT 622B
		0.985 0.985				0.985 0.985
		1.0 1.0	1.5 1.5	2.0 2.0	2.5 2.5	1.0 1.0	1.5 1.5	2.0 2.0	2.5 2.5
			microns microns				microns microns
		Bande	S/B moyen	S/B		Bande	S/B moyen	S/B
		d'absorption avant stacking après stacking	d'absorption avant stacking après stacking
		2.35 µm	2.22	52.56		2.29 µm	2.61	43.26
		1.92 µm	0.39	9.74		1.92 µm	0.80	11.90
		1.4 µm	0.32	4.94		1.4 µm	0.55	6.52
		Stacking sur la bande à 2.35 µm (chlorites)		Stacking sur la bande à 2.29 µm (smectites-fe)

  les plus rapides à calculer et sont donc ceux retenus ici. A partir de ces cartes sont extraits par empilement des spectres représentatifs des différentes espèces minérales présentes, et sont ensuite comparés à des références de laboratoire. Le nombre de références utilisées pour la comparaison est limité afin de diminuer le temps de calcul et sont énumérées dans le tableau suivant.

	Mafique : olivine	fayalite (fe), forsterite (mg)
	Mafique : plagioclase anorthosite (al,fe)
	Mafique : pyroxene	hcp (-clino), lcp (-ortho)
	Amphiboles	hornblende, trémolite, actinote, amphibole, nephrite
	Carbonates	dolomite, magnésite, sidérite
	Chlorites	chamosite, chlorite, clinochlore, corrensite
	Hydroxyles	brucite, prehnite, pyrophyllite, épidote, clinozoisite, pumpellyite
	Kaolins	kaolinite
	Micas	vermiculite, illite, margarite, muscovite, phlogopite
	Silice hydratée	calcédoine, tuf opalisé
	Smectites-Al	montmorillonite
	Smectites-Fe	nontronite, Fe+Al-nontronite
	Smectites-Mg	saponite, hectorite
	Serpentines	lizardite
	Sulfates m.-h.	kieserite, szomolnokite
	Sulfates p.-h.

2.5.4.2 Méthode

La méthodologie retenue consiste à ajouter une série d'étapes au pipeline habituel utilisé pour les études manuelles. On part d'un cube de réflectance traité des artéfacts instrumentaux puis transformé en cube de rapport de spectres. Les critères spectraux basés sur des rapports de spectres sont alunite, bassanite, gypse, jarosite, rozenite Zeolites analcime, gismondine, mordenite, stilbite, thomsonite, wairakite, scolecite

Table 2 .

 2

	Type de traitement	Temps de calcul (s)	Taille du cube	Temps / cubel (µs)
	retrait des pixels aberrants -optimisé	13s	640*438*420	0.11
	retrait des pixels aberrants -CAT	11s	640*438*420	0.09
	retrait des spectels aberrants -optimisé	0s	640*438*420	0
	correction du smile spectral	271s	640*438*420	2.3
	Correction photométrique	5s	640*438*420	0.04
	Correction photométrique -optimisée	5s	640*438*420	0.04
	Correction photométrique -CAT	11s	640*438*420	0.09
	Correction atmosphérique	33s	640*438*420	0.28
	Correction atmosphérique -optimisée	8s	640*438*420	0.07
	Correction atmosphérique -CAT	45s	640*438*420	0.38
	Correction atmosphérique -optimisée, fort τ	26s	640*438*420	0.22
	Correction atmosphérique skydip	154s	640*438*420	1.3
	Correction atmosphérique skydip -optimisée	72s	640*438*420	0.61
	Dé-striage -optimisé	8s	640*438*420	0.07
	Dé-striage -CAT	20s	640*438*420	0.17
	Dé-spiking -optimisé	10s	640*438*420	0.08
	Dé-spiking -CAT	35s	640*438*420	0.30
	Retrait du continuum linéaire	25s	640*438*420	0.21
	Retrait du continuum linéaire -optimisé	5s	640*438*420	0.04
	Retrait du continuum linéaire -CAT	8s	640*438*420	0.07
	Retrait du continuum multi-linéaire -optimisé	24s	640*438*420	0.20
	Cube de rapport de spectre -optimisé	19s	640*438*420	0.16
	Critères spectraux	18s	640*438*420	0.15
	Critères spectraux -optimisés	12s	640*438*420	0.10
	Critères spectraux -CAT	22s	640*438*420	0.19
	Retrait à postériori des systématiques -optimisé	1s	640*420	3.6
	Retrait à postériori des systématiques -CAT	4s	640*420	14.3
	Projection géométrique	4s	640*420	14.3
	Projection géométrique -CAT	14s	640*420	49.9

4 -Temps de calculs pour la réduction des données CRISM entre CAT et OCAT. Hardware : Intel Xeon x64 8-core @2.66Ghz, 16 Gb RAM DDR2 de 100 heures (et le traitement et analyses sont plus fines : voir section 2.6.2). L'optimisation des fonctionnalités de la partie analyse du logiciel permet également un gain de temps non négligeable.

products' CRISM Pipeline CAT Carte générée automatiquement (OCAT) Critère phyllosilicates-Al Critère phyllosilicates-Fe/Mg Critère tous minéraux hydratés

	4.3 avec ceux qui générés par le pipeline
	CAT et mis en ligne pour permettre à la communauté de jauger le potentiel de chaque obser-
	vation avant son téléchargement. La figure 2.46 montre un tel exemple pour le pic central d'un
	cratère des plaines du nord. La carte CAT (gauche) est bruitée et striées mais les signatures de
	montmorillonite et smectites Fe/Mg sont visibles en vert et rouge respectivement. La carte au-
	tomatique OCAT est non striée, peu bruitée et surtout beaucoup plus sensible. Elle montre que
	des minéraux hydraté sont présents sur l'ensemble du cube alors que le produit CAT n'indique

que les plus fortes signatures. Une vérification manuelle a permis de s'assurer de l'absence de faux positifs. En bleu est cartographié avec CAT le critère à 1.9 µm communs à de nombreux minéraux hydratés, on l'a remplacé par le nouveau critère à 2.6 µm (section 2.4.2.1) plus sensible et surtout qui détecte aussi les minéraux hydroxylés.

Les cartes et spectres obtenus ici sont toutes plus sensibles et moins bruitées que celles que 'Browse

  quel logiciel de GIS, notamment ArcGIS utilisé par l'équipe. Les footprints CRISM sont déjà fournis par l'équipe à APL, il a fallu en revanche construire des footprints OMEGA.Il existe des footprints OMEGA publiques mais ils utilisent un jeu de données incomplet. On les construit à partir d'une soixantaine de points de contrôle qui sont convertis en shapefile. On incorpore à chaque fichier des informations telles le mode d'observation ou la longitude solaire.

	Chapitre 3
	2.7.3.2 Outil de visualisation rapide de carte globale et recherche d'observations
	OMEGA et CRISM.
	Un programme a été développé pour visualiser les cartes globales OMEGA faites par l'équipe Cartographie globale des minéraux
	en format IDL. Le programme est un GIS qui gère 3 couches de données : la première consiste en un arrière plan global d'altimétrie MOLA ou d'imagerie IR THEMIS. On construit cette couche hydratés à la surface de Mars
	Instrument Domaine spectral Résolution Spatiale	Nature
	CTX	visible	6 m/pixel	imagerie
	HRSC	visible	15 m/pixel	imagerie stéréo
	HiRISE	visible	30 cm/pixel	imagerie stéréo
	MOC	visible	1.5 m/pixel	imagerie
	MOLA	n/a	460 m/pulse	topographie
	TES	TIR jour/nuit	4 km /pixel	composition et inertie thermique
	THEMIS	IR jour	100 m/pixel	imagerie
	THEMIS	IR nuit	100 m/pixel	inertie thermique
	On procède couramment à des fusions de données, exploitant la meilleure résolution spatiale
	des instruments d'imagerie et la résolution spectrale de OMEGA et CRISM. Deux exemples
	sont donnés en figure 2.47.
	2.7.3 Outils SIG

Smectites Fe/Mg Olivine Figure 2.47 -Exemples de fusions de jeux hyperspectraux OMEGA/CRISM avec imageurs haute résolution THEMIS et HiRISE. torsions géométriques apparaissent à plus petite échelle (CRISM FRT et HiRISE). Un deuxième outil de projection manuelle a été réalisé qui utilise une projection equi-rectangulaire. Il a été conçu pour être adaptable et on peut introduire des distorsions dans les points de contrôle des observations CRISM pour améliorer la co-registration. En pratique cet outil est peu utilisé car son temps de calcul est plus long et les distorsions peuvent être corrigées dans le GIS. 2.7.2 Instruments d'imagerie pour l'étude des minéraux hydratés Le tableau suivant résume les différents instruments utilisés conjointement avec OMEGA et CRISM et qui fournissent des informations de contexte notamment morphologique et géologique. 2.7.3.1 Footprints des observations OMEGA et CRISM. On construit les empreintes (footprints) des observations OMEGA et hautes résolutions CRISM sous forme de fichiers shapefile (shp). Ce format générique peut etre importé sous n'importe en pyramides pour un chargement et un affichage rapide, de 2 ppd à 512 ppd (pixels par degrés). La seconde couche est construite sous IDL en transparence à partir des cartes globales OMEGA, ce qui permet une visualisation simultanée de la morphologie et de la composition globale. La couche finale consiste en les footprints OMEGA et CRISM qui sont affichés interactivement en chaque point de la surface. Un exemple est donnée en figure 2.48. * Figure 2.48 -Capture d'écran du GIS de carte globale OMEGA et footprints OMEGA + CRISM. Ce chapitre présente les résultats d'une étude des minéraux hydratés à l'échelle planétaire. Plus d'un millier de sites présentant divers minéraux hydratés ont été détectés. En étudiant les corrélations entre leur minéralogie et leur contexte géo-morphologique, on tente de comprendre les environnements d'altération de Mars et leur évolution au cours du temps.

  d'une première ère riche en phyllosilicates suivie d'une ère plus aride et acide dominée par les évaporites.

	Cette étude s'inscrit dans la continuité des cartographies globales des phyllosilicates, sulfates et
	mafiques menées par l'équipe. Elle se présente sous la forme d'une base de données dans laquelle
	est fournit la composition minérale via OMEGA et CRISM ainsi que le contexte morphologique
	du dépôt via des données d'imagerie et d'altimétrie.
	L'échantillon contient actuellement 1230 sites en plus des 4 sites majeurs déjà identifiés, soit
	une augmentation de taille d'un facteur ∼20 sur les études globales précédentes et permettant
	ainsi une approche statistique.

  Parallèlement, une nouvelle approche à la cartographie OMEGA a été expérimentée, elle consiste à construire un cube hyperspectral global de Mars. Au lieu de traiter les observations une par une et de cartographier le résultat on les charge sur un même cube spectral de l'ensemble

	de la planète. L'intérêt d'un tel cube est triple :
		-Améliorer le signal-sur-bruit : chaque pixel de la surface est un spectre moyen de toutes
		les observations se recouvrant en ce point.
		-Permettre l'utilisation d'outils statistiques telle l'ACP (voir section 2.3.2) pour faire res-
		sortir les différents groupes de minéraux.
	A A	-Optimiser les critères spectraux : la cartographie du cube est instantanée alors qu'il faut Mawrth Vallis
		habituellement plusieurs heures pour calculer chaque critère à l'échelle globale. Cela per-Faux positifs
		met de voir aisément les biais globaux (glace d'eau, poussières, pyroxènes, voir section
		2.4.1) et d'améliorer les critères en conséquence.
		Aram Chaos
		Sinus Meridiani
		B B
	permis de vérifier qu'il n'y a pas d'autres régions étendues qui n'auraient pas été détectées
	dans les données disponibles en 2007. A terme, le passage en code C et l'optimisation des
	algorithmes permettra de passer sans problème à un cube de résolution 128 ppd (égalant la
	meilleure résolution OMEGA atteignable).
		Les données OMEGA ont par la suite été utilisées dans le cadre d'études régionales plus
	approfondies, dans Terra Tyrrhena, Thaumasia Planum et Terra Sirenum. Toutes 3 présentaient 3.2.2 CRISM
	un fort potentiel d'altération à la suite du balayage à 1.9 µm et comme révélé par d'autres Si l'instrument OMEGA est particulièrement adapté à la cartographie des quelques sites

utilisait des données d'une résolution spatiale insuffisante (> 600 m/pix) pour identifier les sites moins étendus que les 4 régions majeures. Le point de départ de cette nouvelle étude a donc été de balayer la totalité du jeu de données OMEGA disponible à l'époque (4.5 années de données contre 3 précédemment) en incluant les observations à plus haute résolution (> 350 m/pix) et avec une meilleure couverture globale de la planète qu'en 2007. Toutes les observations sont automatiquement réduites et seuls sont pré-sélectionnés les sites présentant un agrégat de pixels dont la valeur du critère de bande à 1.9 µm dépasse 2% (seuil très conservatif). On procède ensuite à une vérification manuelle de tous ces sites. Sur les centaines pré-sélectionnés, une quarantaine seulement présentaient des signatures confirmées de minéraux hydratés. Certains de ces nouveaux sites se trouvaient dans des régions peu/pas encore étudiées tel Thaumasia Planum ou Terra Sirenum. Un quart des sites se trouvaient dans Terra Tyrrhena. études (ex : Loizeau, 2008). Toutes les données OMEGA couvrant ces régions ont été étudiées manuellement en utilisant l'ensemble des critères spectraux développés en chapitre 2 et sans seuil. Cette approche à permis de détecter ∼ 400 sites supplémentaires (voir figure 3.2). Elle a par ailleurs permis de mettre en évidence les limites d'un balayage automatisé utilisant un seul critère spectral. Par la suite, OMEGA est utilisé comme instrument d'appoint, en général pour préciser l'étendue spatiale d'un site étudié localement avec CRISM. La limitation principale à son élaboration est d'ordre matérielle : les machines de calcul disponibles ne gèrent que jusqu'à 16 Go de mémoire vive ce qui limite la résolution du cube à 22 ppd (pixels par degrés) codés en nombres rationnels ou alors 32 ppd codés en entiers (et dans ce cas la réflectance est discrétisée sur 65536 valeurs mais la perte d'information est négligeable). Afin d'évaluer rapidement l'intérêt de cette approche, seul un cube à 16 ppd a été construit, la meilleure résolution atteignable est alors d'environ 2 km/pixel et seuls les modes OMEGA à plus basse résolution sont utilisés. On ne peux alors identifier que les principaux sites de minéraux hydratés. Chaque cube est traité selon le pipeline habituel. Sont ensuite retirés les pixels présentant des données aberrantes et ceux dont l'opacité optique est trop élevée (τ > 1.8, Ody et al., 2010). La couverture spatiale est alors d'environ 70%. La figure 3.1 montre l'albédo moyen et les minéraux hydratés cartographiés (en couleur ) par la combinaison de 3 plans ACP. Après seuillage on retrouve entre autres les fortes signatures de Sinus Meridiani, Mawrth Vallis et Aram Chaos (figure 3.1b). Nili Fossae et certains affleurements de Valles Marineris sont également bien détectés. La carte présente de nombreux faux positifs dû à un filtrage insuffisant des mauvaises données et des mafiques. Cette approche à toutefois étendus, la haute résolution de CRISM est nécessaire dans la plupart des cas car les dépôts stratifiés sont restreints (typiquement inférieurs au FOV CRISM) et discontinus. L'utilisation de CRISM permet également une meilleure discrimination spectrale, sur laquelle les efforts ont été concentrés. Pour chaque observation CRISM présentant un ou plusieurs minéraux hydratés, continus ou disjoints dans le FOV, on attribue un site et un seul et les observations doublons

  données CRISM a été ré-analysé avec les endmembers. On part du principe que des omissions ont pu être commises lors de l'analyse manuelle mais pas de mauvaise interprétation minérale. Chaque critère spectral a été balayé et une omission est constatée à chaque fois dans moins de 1% des cas.

	La sélection des données CRISM à étudier est faite selon plusieurs critères :
	-Confirmation d'une détection OMEGA : l'observation CRISM est ciblée sur une détection
	OMEGA (∼ 10 % des observations).
	-Analyses régionales détaillées : toutes les données disponibles sont récupérées (∼ 50-60 %
	des observations). C'est le cas du nord du basin d'Hellas, de Terra Tyrrhena, de Mawrth
	Vallis, de tous les cratères à D > 10 km des plaines du nord et de nombreux sites plus
	restreints. Le choix des régions est motivé par les détections OMEGA faites précédemment
	ou par d'autres études.
	Malheureusement, et à la différence d'OMEGA, l'ensemble du jeu de données CRISM n'est
	accessible que par serveur html et toute récupération systématique des données est impossible.
	Seules ∼ 2200 observations haute-résolution ont pu être récupérées sur les ∼ 16000 existantes.
	Il faut compter une à plusieurs dizaines de minutes pour récupérer chaque cube. L'échantillon

de données CRISM utilisé ici ne s'est donc produit que progressivement, et patiemment. C'est pourquoi les outils d'analyse statistique tel l'extraction des endmembers (section 2.5.4) n'ont été implémentés que tardivement. Environ 90 % de la base de données a été établie s'en y avoir recours, les cubes étant analysés manuellement au fur et à mesure de leur téléchargement. Afin d'éviter des biais liés à l'amélioration des méthodes d'analyse au cours de la thèse, l'ensemble du jeu de -'Cibles d'opportunité' : unité géologique ou contexte morphologique intéressant (30-40 %). Quelques exemples : pics centraux de cratères bien préservés, dépôts stratifiés, cônes alluviaux, buttes noachiennes des plaines du nord, sites d'atterrissage des rovers. La couverture spatiale CRISM réalisée est < 1% mais tous les types de terrains, de tous âges et de l'ensemble de la planète ont été étudiés. C'est donc un sélection hétéroclite qui comporte forcément des biais qui seront abordés plus tard (section3.3). Les approches sont complémentaires puisque OMEGA permet de s'assurer qu'aucun site majeur n'a été écarté alors que CRISM a accès à d'avantage de sites et sa résolution supérieure permet une meilleure caractérisation morphologique et minéralogique. Les mêmes critères spectraux sont utilisés pour OMEGA et CRISM. La plus faible résolution spectrale d'OMEGA n'empêche pas la détection de toutes les phases hydratées identifiées jusqu'à présent par CRISM, on ne s'attend pas à un biais de ce coté-ci.

Cartographie globale des min Cartographie globale des miné éraux hydrat raux hydraté és s à à la surface de Mars la surface de Mars Cartographie OMEGA de Nili Fossae, Sinus Meridiani et Valles Marineris Détections OMEGA (261) Détections CRISM (800)

  'âge et la nature géologique des unités dans lesquelles ont trouve ces sites sont apportés par la carte géologique globalede Scott and Tanaka, 1986. Les statistiques sur le contexte sont toutes issues d'une analyse THEMIS 100-200 m/pixel pour limiter les biais d'une étude à plusieurs résolutions. Des biais existent cependant, en voici quelques exemples : un affleurement de croûte pourra être interprété comme un dépôt horizontal s'il n'est pas visible à cette résolution.

		180
	De même un dépôt horizontal mis à nu par l'érosion fluviale pourra être interprété comme un affleurement de croûte. De nombreux dépôts horizontaux sont probablement stratifiés et d'ori-Détections CRISM & OMEGA (169) gine sédimentaire, c'est pourquoi ces deux classes seront souvent regroupées. Bien qu'une étude précise de ce type de biais n'aie pas été conduite, la taille de l'échantillon statistique est suffi-sante pour extraire des tendances. Par ailleurs il existe une cohérence géographique : en cas de doute on attribuera au site le contexte d'un site voisin d'aspect similaire mais mieux caractérisé. 1230 sites détectés Ces classes ont pour but premier de distinguer les minéraux hydratés formés in-situ par
		0°E
	Mawrth Vallis, Terra Sirenum et Margaritifer Terra (tous des terrains majoritairement noa-
	chiens). La figure 3.3b montre la densité de détection de minéraux hydratés, au premier ordre
	celle-ci reproduit la densité d'observation analysées. Cette similitude donne une information
	sur l'altération Noachienne de Mars qui sera abordée plus tard, mais constitue avant tout un
	biais majeur dans la répartition spatiale des minéraux. En normalisant la densité de détections
	par celle des observations analysées, il est possible en principe de s'affranchir de ce biais (figure
	-180 3.3c). Idéalement, il faudrait un nombre plus important d'observations sur toute la planète pour
	90 limiter les fluctuations statistiques. 0°N	-90

frarouge (100-200 m/pixel) pour contraindre le contexte. L'imagerie haute résolution (CTX, HRSC et HiRISE) est utilisée pour les études plus approfondies, dans environ 1/3 des cas. Figure 3.2 -Carte globale des minéraux hydratés à la surface de Mars. Chaque point désigne un site distinct détecté par OMEGA et/ou CRISM. Les trois régions de dépôts étendus sont cartographiés en bleu foncé. Laltération de la croûte noachienne (affleurement de croûte) de ceux ayant eu un cycle plus complexe (tous les autres). Ce modèle est très simplifié, par exemples les évaporites (dont sulfates) se forment in-situ mais ne sont pas directement associés à l'altération de la croûte au Noachien. Les cratères sont un cas à part auquel le chapitre 4 est consacré : on peut considérer les cratères comme des affleurements de croûte s'ils excavent du matériel en profondeur, ou au contraire des dépôts plus récents s'ils excavent par exemple un dépôt sédimentaire ou produisent de nouveaux assemblages par hydrothermalisme.

3.3 Biais sur la répartition spatiale 3.3.1 Couverture spatiale OMEGA et CRISM La couverture OMEGA basse résolution (> 650 m/pixel) est quasi-totale, celle de CRISM est < 1%. La figure 3.3a montre cette couverture CRISM : chaque point noir est une observation analysée, la carte couleur montre la densité d'observations analysées par (10˚) 2 . Si la quasi-totalité des terrains ont été analysés aux latitudes inférieures à ±60˚, leur densité d'étude est inhomogène : les régions les plus étudiées sont le nord du basin d'Hellas, Tyrrhena Terra, 3.3.2 Poussière en surface, aérosols et glaces La poussière en surface est le second biais majeur, quelques mm d'épaisseur suffisent à obscurcir les signatures spectrales. On utilise la cartographie OMEGA de poussière qui se base sur

  Les glaces et les aerosols sont un autre biais important. Quasiment aucune détection n'est possible au delà de ±60˚de latitude en raison des glaces saisonnières. La carte figure3.3c montre cependant que les quelques observations analysées au delà de 60˚S en l'absence de glace détectent quasiment autant de sites que les terrains noachiens équatoriaux, indiquant que

	de nombreux sites circum-polaires doivent être masqués. Les plaines du nord sont un cas	à
	part du fait du re-modelage de leur surface (section 4.2). Le basin d'Hellas est un exemple où
	l'opacité optique et les glaces empêchent une étude approfondie, seul un site au fond du basin
	et quelques dizaines en marge ont pu être détectés (section 3.5.1.3).
	Tous ces biais seront pris en compte dans l'interprétation de la répartition spatiale des
	minéraux hydratés.
	. La composition de cette poussière est interprétée
	comme étant des oxydes ferriques nanophases. La figure 3.4 montre que 80% des détections se
	trouvent dans les terrains considérés comme non poussiéreux (dont le critère de poussière

0.97), soit moins de 39% de la surface de Mars. Si on ne regarde que les terrains noachiens, ils ne représentent que 30 % de la surface accessible (sans poussière) à des latitudes < 60˚N. En soustrayant à cette surface noachienne les dépôts horizontaux et laves noachiennes, c'est une fraction encore plus faible de la croûte qui est accessible à l'étude orbitale, nous verront que c'est pourtant là que se concentrent la majeure partie des détections de minéraux hydratés.

Densité surfacique (km -2 ) Nombre de sites Noachien Hesperien Amazonien EN

  'est par exemple le cas de la partie est de Arabia Terra, constituée de terrains noachiens non volcaniques dont la densité de détection est très faible malgré de nombreux cube étudiés et une couverture poussiéreuse similaire à sa partie ouest.Un nombre non négligeable de détections se trouvent dans des terrains très différents, en particulier les plaines du nord, basins d'impact ou plaines volcaniques. Dans ce dernier cas elles sont liées à des cratères impactant les laves. Par ailleurs, si les plaines du nord ont globalement une densité plus faible que le sud, ses quelques unités d'âge Noachien encore préservées ainsi que les cratères assez larges pour excaver de la croûte du même âge montrent tous deux les mêmes assemblages de minéraux hydratés que dans le sud. La section 4.2 aborde ce point plus en détail et conclue sur une altération noachienne de l'hémisphère nord.On utilise la carte géologiquede Scott and Tanaka, 1986 qui classe les terrains martiens en 54 unités géologiques, chacune datée par comptage de cratère. Elle utilise les données Viking à[START_REF] Tanaka | The resurfacing history of Mars : a synthesis of digitized, Viking-based geology[END_REF], et sa densité est probablement sous-estimée.Il faut noter que malgré le nombre important de détections par rapport aux études précédentes, leur densité demeure très faible (< 10 -6 sites/km 2 ), la surface de Mars telle qu'elle est visible actuellement (y compris celle d'âge noachien) est majoritairement non altérée. Il faut considérer

	3.4.2 Contexte morphologique
	Plus de 50% des détections sont liées à une structure d'impact : pic central, paroi ou éjecta
	(figure 3.7). Si on considère que les impacts ne forment pas de nouveaux minéraux mais ex-
	cavent du matériel en profondeur, alors l'âge de ces sites est une limite inférieure et on peut les
	cependant que la croûte ancienne a été sévèrement re-modelée par le labourage météoritique et considérer comme des affleurements de croûte. Même si le cratère est postérieur à l'unité dans
	des processus volcaniques, éoliens, fluviaux et même tectoniques. Ce ne sont donc que quelques laquelle il se trouve, il excave en profondeur des matériaux au moins aussi anciens que l'âge de
	fenêtres érosionnelles qui nous sont accessibles depuis l'orbite. Par ailleurs, la résolution spatiale surface de l'unité en question. Nous verrons en chapitre 4 que ce processus est préféré dans la
	des instruments et les biais observationnels évoqués précédemment limitent la surface accessible. plupart des cas. Moins de 1/4 des sites sont explicitement des affleurements de croûte, le reste
	Cette densité surfacique ne saurait donc être qu'une limite inférieure à l'étendue spatiale et la est constitué de dépôts sédimentaires, lacustro-fluviatiles, éoliens et volcaniques.
	proportion originelle de croûte noachienne altérée sur Mars. S'il apparait que certaines régions de Mars présentent préférentiellement un contexte par-
	900 ticulier (c'est le cas par exemple des dépôts sédimentaires du nord d'Hellas), tous les types de Noachien Hesperien Amazonien contextes sont trouvés sur l'ensemble de la planète.
	800
	700
	600
	500
	400
	300
	200
	100
	0	1	EN	MN	LN EH MH LH
	1.2E-06
	1.0E-06
	8.0E-07
	6.0E-07
	blablement plus jeune. 4.0E-07
	La figure 3.6 présente l'évolution du nombre de sites détectés en fonction de l'âge des terrains.
	A chaque site on attribue sur l'histogramme une dimension horizontale non nulle correspondant 2.0E-07
	à l'extension temporelle de chaque unité géologique. On normalise ensuite en figure 3.6b l'his-0.0E+00 1

.3c), on établi que la majorité des détections se trouvent dans des hauts terrains noachiens du sud, non volcaniques. La densité est assez homogène dans ces terrains (sauf dans Arabia Terra), variant tout au plus d'un facteur 2. Si la densité est plus faible là où la couverture de poussière est importante

(voir 3.4)

, il y a cependant des différences que ni la poussière ni les glaces ou aérosols peuvent expliquer. C130-300 m/pix ainsi que la distribution âge-fréquence des cratères connue à l'époque. Elle est en cours de ré-actualisation, notamment par l'intégration de nouvelles données d'altimétrie MOLA et d'imagerie qui permettent une meilleure définition géographique des unités géologiques (ex :

[START_REF] Skinner | Digital Renovation of the Atlas of Mars 1 :15,000,000-Scale Global Geologic Series Maps[END_REF], Tanaka et al., 2005)

, ainsi qu'une datation absolue plus précise

[START_REF] Hartmann | Martian cratering 8 : Isochron refinement and the chronology of Mars[END_REF]

. Ces mises à jour ne sont pas disponibles à l'échelle globale, on continue donc à utiliser cette carte. Si quelques unités sont mal définies géographiquement et la datation absolue par comptage imprécise, les améliorations à venir ne devrait pas changer les interprétations qui vont suivre étant donnée la taille de l'échantillon statistique et qu'on ne s'intéresse qu'à l'âge relatif des unités (globalement inchangé).

Il existe toutefois un biais important mais difficile à évaluer relatif à l'âge des terrains : les dépôts de minéraux hydratés, de petite taille, n'ont pas nécessairement un âge représentatif de l'unité géologique dans laquelle ils se trouvent. Ceci est particulièrement vrai pour les cratères d'impacts où l'excavation met en surface des terrains plus âgés et impossibles à dater ou à l'inverse lorsque l'hydrothermalisme d'impact créé de nouveaux minéraux après formation du cratère, lui même généralement trop petit pour être daté. C'est également vrai pour d'autres contextes : les plaines du nord, hésperiennes à amazoniennes, sont parsemées de petites buttes plus anciennes (certaines sont noachiennes lorsque la datation est possible), dont on attribue l'âge plus jeune de l'unité régionale. Dans le sud, de petits dépôts superficiels (dont des cônes alluviaux et deltas) sont parfois datés comme étant noachiens alors que leur âge est vraisemtogramme des sites par la surface totale de chaque unité dans laquelle le site est détecté. On constate une évolution de la densité des minéraux hydratés, plus nombreux entre le EN et le MN, suivi d'une chute abrupte au MN, puis une lente décroissance jusqu'à l'Amazonien où le nombre de détections devient négligeable. La croissance du nombre de sites au EN semble être un biais lié au fait qu'il n'y a que très peu de terrains de cet âge encore visible à la surface (∼ 4%, MN LN EH MH LH Figure 3.6 -Ages des dépôts de minéraux hydratés sur Mars. Haut : Histogramme du nombre de détections. Bas : Densité surfacique de détection. Sous l'hypothèse d'une excavation par les cratères, environ 75% des minéraux hydratés observés en surface sont constitués de croûte primaire altérée. Dans tous les cas, moins d'un quart des sites apparaissent comme étant détritiques. Nous verrons en section 3.6.3.3 que le rôle du transport a peut être été plus important que ce qui est observable aujourd'hui. Les différents contextes types seront abordés en détails en section 3.6.3.3. Il est difficile de définir une dimension caractéristique des dépôts hydratés sur Mars du fait de la résolution spatiale limitée des instrument (> 18 m/pix). Aux résolutions accessibles, s'il existe une dizaine de dépôts extensifs de plusieurs dizaines de millier de km 2 , la majorité sont contenus dans le FOV d'une observation CRISM, soit 50 km 2 . On trouve des signatures isolées jusqu'au pixel individuel, indiquant sans surprise que la résolution spatiale est un facteur limitant dans notre capacité de détection. Si la majorité des sites ont une surface de l'ordre du km 2 , cela ne reflète pas forcément leur étendue originelle. Il semble par exemple qu'il existe une fine couche profonde de quelques mètres enfouie sous Tyrrhena Terra et à l'est de Thaumasia Planum (voir section 3.5.1). Elle n'est visible qu'en de rares fenêtres (excavée par des cratères, disséquée par un réseau fluvial ou mise à nu par l'érosion). Leur surface totale serait > 100 000 km 2 .

  s'attend à des minéraux secondaires du type phyllosilicates riches en Mg, Fe puis Al, et c'est bien ce qui est observé : 89% des sites présentent des phyllosilicates Fe/Mg qui constituent ainsi

	1200		Diversit Diversité é des min des miné éraux hydrat raux hydraté és sur Mars s sur Mars
								9 classes spectrales
	1000
	Nombre de d Nombre de dé étections tections	400 600 800
		200
		0
		Phyllosilicates Phyllosilicates	--Fe/Mg Fe/Mg	Chlorites Chlorites	corrensite corrensite	Smectites Smectites--Al Al	micas micas--Al Al	Opaline Opaline	Zeolites Zeolites	sulfates sulfates	Kaolins Kaolins	Serpentines Serpentines	carbonates carbonates	Prehnite Prehnite	Epidote Epidote

l'écrasante majorité des minéraux hydratés sur

Mars (figure 3.8)

. Chlorites et corrensites sont détectées dans environ 20% des cas. A l'exception de l'épidote détectée dans 5 cas seulement, toutes les autres classes sont trouvées dans environ 15% des sites. Si on regroupe ensemble les phyllosilicates riches en Al (kaolins, smectites et micas), ces derniers deviennent les deuxièmes plus fréquents (33%).

  La statistique n'est pas fiable à l'Amazonien ni dans la première partie du EN du fait de la quasi-absence de détections. On ne remarque pas d'évolution temporelle du EN au LH dans la fréquence relative des différentes classes spectrales (figure de droite), tout au plus une diminution de phyllosilicates Fe/Mg. Si on compare la densité de est également peu variable, mais on peut noter une diminution progressive de serpentines/carbonates, de chlorites et surtout une augmentation d'opaline. La discrimination spectrale entre zéolites et sulfates est impossible dans la plupart des cas, on conjecture cependant que les zéolites sont préférentiellement associés aux cratères (par excavation) et les sulfates aux dépôts horizontaux. Dans ce cas, et en incluant dans la statistique les régions de Valles Marineris et Sinus Meridiani, on constate une augmentation graduelle de la fréquence de sulfates avec une tendance similaire à l'opaline.

	) Densité de détection (km -2	5.0E-05 1.0E-04 1.5E-04 2.0E-04 2.5E-04 3.0E-04	N	H	A	20% 40% 60% 80% 100% Cratè ères res Crat 100% -80% -60% -40% -20% -Fréquence	N N	Cratères d'impacts H H	A A
		0.0E+00					0% 0% -
				Age					Age
		3.0E-04	N	H	A	100% Autres Autres 100% -		Pas cratères
	Densité de détection (km -2	5.0E-05 1.0E-04 1.5E-04 2.0E-04 2.5E-04				Fréquence	20% 40% 60% 80% 80% -60% -40% -20% -	N N	H H	A A
		0.0E+00					0% 0% -
				Age					Age
			Phyllosilicates-Fe/Mg	Chlorites, corrensite	Smectites-Al, micas-Al	Opaline
			Zeolites, sulfates	Kaolins			Serpentines, carbonates	Prehnite
	détection à celle des cratères (figure 3.10) à chaque âge, on s'aperçoit qu'au premier ordre, la
	distribution est proportionnelle au flux d'impact, à l'exception de la remontée au EH/MH.
	3.4.4.2 Autres contextes.

)

Figure 3

.9 -Evolution temporelle de chaque classe spectrale en fonction du contexte (sites associés ou non à une structure d'impact). 3.4.4.1 Minéraux hydratés associés à des cratères d'impact. L'évolution temporelle des minéraux hydratés est assez similaire à celle de la figure 3.6 : très piquée jusqu'au MN, la densité de détection est décroissante ensuite malgré une légère augmentation entre le LN et EH-MH. La distribution des minéraux hydratés est différente de celle associée aux cratères. La densité de détection décroit progressivement du EN au LH pour devenir également négligeable à l'Amazonien. Tout comme le cas précédent, les pics dans la distribution sont dûs à un effet de bord dans la datation des terrains et n'ont pas de sens physique. La fréquence relative de chaque espèce

1 3 2 . 3 1 9 2 . 3 2 4 2 . 3 3 0 2 . 3 3 5 2 . 3 4 1 2 . 3 4 6 2 . 3 5 2 2 . 3 5 7 Centre de la bande (µm) Nombre de détections chlorite saponite vermiculite nontronite Critère phyllosilicates Fe/Mg (2.29 µm) Critère phyllosilicates Mg et chlorite (2.32 µm) Phyllosilicates Mg (>2.30 µm) Analyse automatique Phyllosilicates Fe (<2.30 µm) Analyse automatique Phyllosilicates Fe (<2.30 µm) Analyse manuelle A A B B Analyse automatisée (endmembers)

  On exclut ici les chlorites qui seront abordées dans le chapitre 4. La position et forme de la bande vers 2.3 µm permet d'avoir deux informations sur les phyllosilicates Fe/Mg : -Leur teneur en Fe ou Mg. La position du centre de la bande varie entre 2.285 et 2.32 µm d'un pôle à l'autre -Leur structure du type smectite, serpentine, ou vermiculite/inter-strafifiée. La bande est symétrique et marquée pour les smectites et serpentines, asymétrique pour les autres. Par construction le premier critère est plus sensible aux smectites Fe puis aux vermiculites ou I/S alors que le second est plus sensible aux vermiculites, I/S, smectites Mg puis aux chlorites et enfin aux smec-En tenant compte de cette contamination, on trouve que les spectres ont une bande majoritairement entre 2.31 et 2.32 µm. Ici encore, le critère est centré sur 2.32 µm et les détections ne le sont pas. La combinaison des deux critères fournit une estimation a priori non biaisée du centre de la bande.

	250
	3.5.1.1 Diversité minérale
	0 50 100 150 200 Méthodologie. tites Fe. L'utilisation de ces deux critères complémentaires permet de rendre compte de 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 2 . 2 5 3 2 . 2 5 8 2 . 2 6 4 2 . 2 6 9 2 . 2 7 5 2 . 2 8 0 2 . 2 8 6 2 . 2 9 1 2 . 2 9 7 2 . 3 0 2 2 . 3 0 8 2 . 3
	l'ensemble des phyllosilicates Fe/Mg. Pour chaque endmember on détermine automati-
	quement le minimum du spectre entre 2.25 et 2.36 µm. Le très bon S/B de ces spectres
	garanti par ailleurs que le minimum ainsi déterminé n'est pas faussé par le bruit. La figure
	3.11a présente un histogramme de la position de la bande sur tous les sites martiens pour

La forme observée de cette bande peut être affectée par le choix du rapport spectral et la présence d'autres minéraux (mafiques ou hydratés) mélangés. Il est alors difficile de distinguer sans ambiguïté smectite/serpentine et vermiculite/inter-stratifié, même à l'issue d'une analyse manuelle. S'il est toutefois possible de distinguer une smectite pure d'une vermiculite pure, ces deux pôles sont rares sur Mars : la plupart des spectres présentent une bande intermédiaire entre smectite et vermiculite/inter-stratifié (voir figure 3.12). Une étude indépendante par Milliken et al., 2011 parvient aux mêmes conclusions.

Deux approches complémentaires sont utilisées pour contraindre la position de la bande :

1. Étude manuelle. La position du minimum de la bande est déterminée visuellement lors de l'étude manuelle de chaque observation. On attribue à la détection un pôle ferrique lorsque le minimum est < 2.30 µm et magnésien au delà. Cette approche est précise mais est sujette à l'arbitraire du choix des rapports des spectres.

2. Étude automatisée. On extrait de toutes les observation les endmembers de phyllosilicates Fe/Mg par la méthode décrite en section 2.5.4. On utilise pour cela le critère de smectites-Fe (bande à 2.29 µm) et phyllosilicates-Mg (épaule à 2.32 µm). ces deux critères-endmembers. Bien que centré sur 2.29 µm, le critère des smectites Fe (vert) extrait majoritairement des spectres dont la bande est proche de 2.30-2.31 µm. Il n'induit donc pas de biais favorisant les smectites Fe au détriment des autres. A cause de la présence de chlorites et de corrensite dans certaines observations où l'on détecte des phyllosilicates Fe/Mg, le second critère (orange) extrait des spectres dont la position peut aller jusqu'à 2.33 µm.

amphibole nontronite talc saponite vermiculite vermiculite chauffée vermiculite Spectre CRISM médian Serpentines, carbonates lizardite dolomite siderite Silicates hydratés Fe/Mg microns Reflectance relative celadonite

  Figure 3.12 -Variabilité spectrale des silicates hydratés riches en Fe et Mg (exceptés chlorites). la méthode automatique (figure 3.12, en haut à droite), il est très proche d'une vermiculite (Fe,Mg). Sa bande est centrée à 2.30 µm et est plus profonde que celle de la vermiculite, tout comme la bande à 1.4 µm. La vermiculite est rarement pure sur Terre et ses caractéristiques spectrales sont très variables, ce qui pourrait expliquer ces différences. Alternativement, il pour-La forme de ce type de spectre est très stable sur Mars : on trouve ce même spectre à toutes les longitudes et dans des contextes morphologiques très différents. Un minéral inter-stratifié reflète dans la plupart des cas un état hors équilibre thermodynamique et cinétique entre deux états stables, c'est un minéral de transition (bien que la corrensite, un inter-stratifié smec-

	rait s'agir d'un minéral inter-stratifié en une smectite de composition intermédiaire Fe-Mg avec
	une vermiculite ou une chlorite (minoritaire). Deux exemples de mélanges linéaires vermiculite-
	smectite sont montrés en figure 3.23, au premier ordre on peut considérer qu'ils correspondent
	également à des I/S.
	1.0
								1.05
	0.9
								1.00
	0.8							0.95
								0.90
	0.7
								0.85
	0.6
								0.80
	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6

Les spectres CRISM sont en noir. On trouve : smectite Fe, vermiculite, smectite Mg, amphibole ou mica, serpentine seule et mélangée avec des carbonates. Le spectre médian de toutes les détections CRISM de phyllosilicates Fe/Mg (en haut à droite) est proche d'une vermiculite Fe/Mg.

On calcule le spectre médian de tous les spectres de phyllosilicates Fe/Mg extrait des end-member par tite/chlorite soit désormais considéré comme minéral à part entière) qui possède une infinité de degrés de liberté de composition et structure. En tant que tel, on s'attend à une variabilité spectrale quasi-infinie (même si elle est faible) car il est peu probable que le même état hors-équilibre soit atteint partout sur Mars. A la résolution de l'instrument CRISM, si l'on trouve souvent une variabilité spectrale des phyllosilicates Fe/Mg à l'intérieur d'une observation, on trouve également dans de nombreux cas le même spectre (similaire au spectre médian). Il est donc probable qu'il s'agisse d'un seul et même minéral stable, vraisemblablement une vermiculite.

Autres minéraux. En plus de cette classe dominante, on trouve moins fréquemment d'autres types de phyllosilicates Fe/Mg dont les spectres représentatifs sont montrés en figure

3

.12 (gauche). On trouve des spectres présentant une bande très étroite vers 2.32 µm et deux faibles bandes à 2.25 et 2.39 µm. La présence de smectites purement magnésiennes (saponite, mais peut être aussi hectorite ou talc) est très probable. Les bandes secondaires pourraient par ailleurs indiquer un mélange contenant micas (biotite, celadonite, glauconite, annite) ou amphiboles (horneblendes, actilonite, phlogopite, tremolite, glaucophane), ces détections doivent encore être précisées. Des serpentines (lizardite, nephrite, chrysotile, antigorite) sont détectées mélangées avec carbonates, smectites et chlorites (droite).

Kaolinite Serpentine Mica-Al (muscovite) Prehnite + amphibole ? Palagonite (opaline+zéolite) microns Reflectance relative 258.9°E, -26.8°N

	1.00							1.00								1.00
	0.99							0.99								0.99
	0.98							0.98								0.98
	0.97
								0.97								0.97
	0.96
	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6
		muscovite (mica)				riebeckite (amphibole)					prehnite
	1.005							1.00								1.000
	1.000															0.995
	0.995							0.99								0.990
	0.990															0.985
	0.985							0.98								0.980
	0.980							0.97								0.975
	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6
		kaolinite						opaline,palagonite						lizardite

  , et les deux mécanismes de formation sont alors possibles. Nous verrons en chapitre 4 que l'excavation de roche métamorphique de la croûte est préférée dans de nombreux cas. Outre les cratères, on trouve la prehnite associée à des structures qui pourraient avoir une origine tectonique : proches de fossae, grabens mais aussi scopulus issus d'impacts. Au premier ordre, elle traduit une hydratation de la croûte à des profondeurs kilométriques, preuve indéniable qu'une partie de l'altération s'est faite en sub-surface. des conditions géo-chimiques assez proches et elles font toutes partie d'une même séquence de transformation vers le quartz.L'opaline est une espèce fréquente sur Terre, elle se forme dans une large gamme de température (ambiante à hydrothermale), de pH (acide à alcalin) et de rapport W:R. On la trouve dans des environnements de surface et sub-surface proche. Elle trace une altération de faible intensité.

	Lorsque la roche mère est un basalte, l'altération entraine l'évacuation d'importantes quan-
	tités de SiO 2 (jusqu'à > 50 wgt %) qui est alors transporté comme sédiment ou concentré
	in-situ (authigéniquement) pendant un dépôt lacustre (par example McLennan, 2003). In-situ,
	on la trouve proche de fumerolles (altération type brouillard acide) et plus généralement lors
	d'altération supergène ou d'évaporation à pH acide. Elle précipite en milieu neutre à alcalin	à
	proximité de sources chaudes (activité hydrothermale en surface). Sa particularité est qu'elle
	est très réactive, c'est un précurseur des smectites et zéolites. Sa présence en surface ou dans
	des sédiments interdit toute activité aqueuse postérieure à sa formation.
	Sur Mars, elle a d'abord été détectée in-situ dans le cratère Gusev, à Home Plate (Squyres

Opaline Phyllosilicate Fe/Mg Kaolinite

	(306.3 (306.3°°E, 17.7 E, 17.7°°N) N)
	Opaline Phyllosilicate Fe/Mg
	Observation FRT 7203 Observation FRT 7203

  'épidote est un sorosilicate hydroxylé (Ca 2 (F e, Al)Al 2 (SiO 4 )(Si 2 O 7 )O(OH)) commun sur Terre en milieu hydrothermal et métamorphique. Il se forme à des températures supérieures à tous les autres minéraux hydratés détectés sur Mars jusqu'à présent (> 250˚C). Dans un contexte métamorphique on le trouve dans des faciès de grade supérieur aux faciès à zéolites et prehnite (voir figure 3.51).

	3.5.5 Epidote
											1.002
		1.000										BD 1.55µm = 3.6 σ
	Reflectance relative	0.980 0.985 0.990 0.995	CRISM Epidote							Epidote CRISM		0.997 0.998 0.999 1.000 1.001
														0.996
		0.975
											0.995
			1.2	1.4	1.6	1.8	2.0	2.2	2.4	2.6	1.2	1.4	1.6	1.8	2.0
										microns

L

  3.5.6 Anorthosite altéréeL'anorthosite est une roche anhydre qui mérite d'être mentionnée. Il s'agit d'un mélange d'environ 90% de plagioclase et <10% de minéraux mafiques. Sur Terre c'est une roche rare qui serait d'origine plutonique. Elle est en revanche très commune dans les hauts terrains lunaires où une croûte d'anorthosite pure se serait formée suite à la cristallisation d'un océan de magma primordial[START_REF] Ohtake | The global distribution of pure anorthosite on the Moon[END_REF]. A la différence des plagioclases et des autres silicates anhydres non mafiques qui sont indétectables dans le proche infrarouge, l'anorthosite possède une bande bien identifiable centrée vers 1.3 µm qui est due à une transition électronique du Fe 2+[START_REF] Charette | Spectral Reflectance of Lunar Highland Rocks[END_REF]. L'enjeu de sa découverte sur Mars est de taille puisqu'elle pourrait constituer un vestige d'une croûte anorthositique primordiale ou de plutons rocheux plus récents. Un critère spectral a donc été développé pour OMEGA et CRISM et intégré dans la recherche d'endmember. L'anorthosite a été découverte dans 8 sites distincts, elle a par ailleurs été détectée de façon indépendante en 2010 dans un cratère d'impact[START_REF] Popa | Occurrence of anorthosite on Mars in Xanthe Terra[END_REF]. µm (voir section 2.2.6) pour que l'on puisse détecter l'anorthosite sur les spectres bruts : le recours à des rapports de spectres est nécessaire. Ces rapports peuvent cependant induire une fausse bande d'anorthosite à 1.25 µm si du pyroxene LCP est présent dans le champ.En effet, l'outil de soustraction des systématiques (section 2.4.2.1) retire algébriquement la minéralogie moyenne sur chaque colonne, or un spectre inverse de LCP est quasiment identique à un spectre d'anorthosite dans la région[1.0-1.6] µm (figure3.47). Il est donc nécessaire de cartographier au préalable le critère de LCP. Ce dernier est calculé avant soustraction des systématiques pour éviter un biais identique à celui affectant l'anorthosite. Sont ensuite exclues toutes les détections d'anorthosite où il y a de fortes signatures de LCP sur les mêmes colonnes du champ. Sont également exclues les détections dont la pente spectrale est très négative > 2.3 µm (l'anorthosite a une pente plate à convexe entre 1.6 et 2.6 µm). Une pente négative indique en effet une contamination résiduelle par le LCP ou alors la présence d'olivine. Certains phyllosilicates riches en Fe 2+ (chlorites, certaines vermiculites et micas) peuvent aussi induire une fausse bande à 1.3 µm ainsi qu'une pente négative > 2.3 µm (voir figure 3.47). L'anorthosite a été détectée avec un bon degré de confiance dans 8 observations CRISM (voir figure 3.48). Elle est non altérée dans 2 cas seulement, altérée en des phyllosilicates-Al dans 4 cas et phyllosilicates-Fe/Mg dans 2 cas. Le contexte morphologique est soit un affleurement de butte d'âge Noachien ou le bord intérieur de cratère impactant une unité également d'âge Noachien. La morphologie des affleurements permet d'exclure un dépôt éolien superficiel. Si les phyllosilicates-Fe 2+ peuvent induire une fausse détection en présence de LCP, ce n'est pas le cas des phyllosilicates riches en Al dont la forme du continuum est différente. Par ailleurs, l'altération d'une roche riche en anorthosite produira préférentiellement des phyllosilicates-Al alors qu'au contraire une roche mafique s'altérera préférentiellement en phyllosilicates-Fe/Mg (figure 1.4), ainsi la présence de kaolins ou de smectites riches en Al dans la moitié des cas , et souvent dégradé dans les autres cas. Les plus fortes signatures de phyllosilicates en dehors des cratères se trouvent principalement dans des affleurements de croûte, i.e. formé insitu, et dans une moindre mesure dans des contextes détritiques (deltas, cônes alluviaux, basins). Cette classe spectrale regroupe de nombreux minéraux qui indiquent une altération plutôt de faible grade que l'on trouve sur Terre en surface ou sub-surface, à des températures < 100˚C,

	1.02
	1.00
	0.98
	0.96
			Minéral présent	Minéral soustrait
	0.94	0.8	Aucun	Pyroxene LCP
			Forsterite	Pyroxene LCP
	1.0 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 Figure 3.47 -Difficulté d'identification spectrale d'anorthosite. Ces rapports de spectres de 1.5 2.0 2.5 microns Reflectance (décalée) Clinochlore Pyroxene LCP Anorthosite Aucun laboratoire montrent la proximité du spectre d'anorthosite pure avec ceux dont du pyroxene LCP a été retiré algébriquement dans le cube de rapport de spectres lors de l'étape de soustraction des systématique. Les affleurements d'anorthosite découverts jusqu'à présent sont de trop petite taille pour être identifiés à la résolution OMEGA. L'étalonnage CRISM n'est pas assez fiable dans la région [1.0-1.3] semble être un bon indicateur de l'existence d'anorthosite sur Mars. Le spectre 'HRL 927F' de la figure 3.48 est plus difficile à expliquer étant donnée la faible proportion de Fe/Mg dans l'anorthosite, il pourrait s'agir d'une fausse détection ou d'un mélange spatial. L'existence d'anorthosite sur Mars est probable. Le faible nombre de détection ne permet pas de conclure quant à son origine. S'il a existé un océan de magma primordial, le re-modellage de la surface a effacé l'immense majorité voir la totalité de la croûte anorthositique. Sa détection dans les ejectas de nombreux cratères, excavant à chaque fois du matériel à une même profondeur, serait une façon de prouver son existence. 3.6 L'altération de Mars à l'échelle globale 3.6.1 Environnement d'altération type L'altération chimique de Mars par l'eau a fournit majoritairement des phyllosilicates Fe/Mg durant le Noachien (section 3.4.4), en accord avec la composition basaltique mafique de la croûte parente. Leur contexte est souvent ambigu puisque associés dans ∼60% des cas à des cratères d'impacts1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 2.4 2.6

  Figure 3.50 -Domaine d'existence des minéraux hydratés sur Terre en fonction de la température (traits noirs) d'après Inoue et al.. La fréquence de chaque minéral observé sur Mars est annotée en rouge. La profondeur est calculée d'après le flux géothermique de la croûte au Noachien modélisé par Parmentier et al., 2008.La chlorite est abondante sur Mars (> 20% des sites, voir section 3.4.3), probablement mélangée à de la pumpellyite dans de nombreux cas. Observée dans l'éjecta et pics centraux de cratères excavant du matériel sur plusieurs km de profondeur (comme démontré en chapitre 4), elle implique du diagénétisme et/ou du métamorphisme de bas-grade en profondeur. La prehnite est assez commune également, elle est également excavée par des cratères et parfois peut être liée à une structure tectonique (section 3.5.3) qui a pu remonter en surface du matériel métamorphique. Les cratères constituent ainsi le principal processus de mise en surface de matériel métamorphique et diagénétique en l'absence de tectonique des plaques. L'épidote est un cas plus ambigu. C'est un produit métamorphique de plus haute température et pression que la prehnite, mais également un produit d'altération hydrothermale. On ne la trouve sur Mars qu'en quelques endroit et toujours a proximité de terrains volcaniques, son origine pourrait être Il apparait ainsi qu'en plus d'une altération de faible grade en phyllosilicate Fe/Mg ayant eu lieu en surface ou proche de la surface, il y ait eu d'autres environnements géochimiques.

		%
	12% hydrothermale (section 3.5.5). Les amphiboles, métamorphiques, ne sont pas observées avec Fréquence
	certitude (voir section 3.5.1).	sur Mars
	86%
	22%
	? %
	0.4 %
	7 %
	? %
	<12%
	Par exemple, la détection d'opale d'âge Héspérien à Amazonien associée à des morphologies
	<12% fluviales (sections 3.5.4 et 4.2) indique une activation tardive vraisemblablement en milieu aride.
	Également, la détection de kaolins, smectites-Fe et sulfates dans Schiaparelli (section 3.5.1) et
	dans d'autre sites pourrait indiquer une co-précipitation en milieu acide et évaporitique.
	Parmentier et al. -conduction
	Parmentier et al. -conv. hydrothermale 3.6.3 Une altération en surface ou en profondeur ?
	Le choix à été fait de se concentrer sur les environnements de sub-surface et cela pour deux
	raisons :
	Il est possible d'explorer les plus hautes températures/profondeurs en reportant la même -L'altération métamorphique/diagénétique indique la présence d'eau jusqu'en profondeur
	modélisation du flux géothermique de Parmentier et al., 2008 sur le diagramme de faciès et durant des durées longues (> Ma). Sa présence peut donc aller en faveur d'une planète
	avec un fort potentiel d'habitabilité passée.

métamorphiques terrestres (figure

3

.51). On voit que quel que soit le modèle géothermique retenu, la majorité des minéraux métamorphiques ont pu en principe se former dans la croûte martienne : chlorites, zeolites, prehnite, pumpellyite, actilonite, epidote et biotite. Ils sont presque tous observés, associées soit à des cratères d'impact ou à des affleurement de croûte ancienne (chapitre 4 et sections 3.5.3, 3.5.5), jamais dans un contexte détritique.

L'altération sur Mars a donc eu lieu dans une gamme de température dépassant les 200˚C.

Une origine non hydrothermale a pu être démontrée dans certains cas grâce aux cratères. S'il n'est en général pas possible de relier les minéraux diagénétiques à des morphologies de basins sédimentaires (le cratère Terby pourrait être une exception, section 3.5.1.4), leur existence démontre que la croûte a été altérée à des profondeurs kilométriques et durant au moins plusieurs dizaines de millions d'années (par analogie avec les basins terrestres). Les roches métamorphiques vont dans le même sens, puisqu'elles nécessitent une croûte altérée à encore plus grande profondeur (∼ > 15 km pour la prehnite).

Au delà de ces environnements de sub-surface, il existe une variabilité d'environnements de surface, pour lesquels on observe des corrélations entre contexte morphologique et minéralogie.

-Pour autant, si toute l'altération a eu lieu en sub-surface, cela implique que l'eau n'était pas stable en surface, abaissant considérablement le potentiel d'habitabilité.

Cette question est au coeur du débat sur la stabilité de l'eau sur Mars au noachien, on tente d'y apporter des éléments de réponse.

  Ainsi, à première vue, les résultats présentés ici vont également dans le sens d'un découplage entre morphologie et minéralogie. Il existe cependant des contre-arguments :-Les réseaux et basins fluviaux d'âges EN à MN sont très peu nombreux sur Mars, il représentent 2.2% de sa surface (tous d'âge MN, aucun n'est EN,[START_REF] Tanaka | The resurfacing history of Mars : a synthesis of digitized, Viking-based geology[END_REF].

	Ce sont aussi les plus cratérisés : il concentrent à eux seuls 88% des terrains classés
	comme 'Impact', i.e. dont aucun vestige morphologique antérieur ne peut subsister. A ce
	labourage par les impacts s'ajoute des coulées volcaniques, dépôts éoliens et sédimentaires
	du LN/EH et postérieurs. Ainsi l'absence de morphologie fluviale et lacustre durant cette

première période ne peut constituer un argument en faveur de la non stabilité d'eau en surface. Un exemple particulièrement illustratif est le cratère Terby : situé sur la marge nord du basin d'Hellas, il s'est formé au EN puis a connu un ou plusieurs épisodes fluviaux et lacustres jusqu'au EH. En particulier, un paléo-delta est présent sur sa face nord. Ce delta, le plus imposant de Mars, n'a pas de chenal visible l'alimentant. Les terrains en

  Malgré ces nouvelles détections, de nombreux basins supposément sédimentaires (car reliés à des réseaux fluviaux plus jeunes que le MN) ne sont pour l'instant toujours pas observés en association avec des argiles. Cela illustre bien les limites de l'investigation orbitale lorsqu'il s'agit de détecter une faible fraction d'argiles et sels détritiques/authigènes mélangés à

	des matériaux anhydres. S'il est déjà difficile d'identifier ces argiles détritiques associés
	à des réseaux fluviaux bien visibles car plus récents que le MN, on comprend qu'il est
	quasiment impossible de détecter les argiles dans des vestiges de basins dont toute trace
	d'écoulement fluvial à disparu avant le MN.
	Si le paradoxe morphologie-minéralogie aqueuse n'est pas complètement résolu, ces argu-
	ments simples font qu'on ne peut rejeter l'hypothèse d'une altération en surface au EN/MN.
	Morphologie et climatologie ne suffisent pas a contraindre l'environnement principal de forma-
	tion des argiles, il faut s'intéresser à la minéralogie des sels et des argiles insérés dans leur propre
	contexte géologique.
	3.6.3.4 La question des sels martiens au Noachien
	. Par
	ailleurs, ni les vallées de débâcle ni les réseaux fluviaux ne présentent des argiles et sels
	sur Terre, puisqu'ils les transportent jusqu'aux zones d'accumulation. Ce travail de thèse	à

permis d'identifier de nombreux nouveaux dépôts d'argiles détritiques de petite taille dans des basins. C'est le cas par exemple du cratère Gusev

(Carter et al., 2011, soumis., voir figure 3.18)

. Des sels ont également été découverts dans le basin d'Hellas, dont on supposait qu'il avait dû accumuler d'épaisses couches de sels et sédiments (figure

3

.24). L'altération d'une roche basaltique produit des minéraux secondaires dont les phyllosilicates mais également des sels en abondance. En prenant un basalte martien médian

(McSween et al., 2009)

, les cations suivant sont disponibles après dissolution complète : Si (∼45 wt%), Ca (∼10 wt%), Mg (∼9 wt%), Al (∼5 wt%), Fe (∼4 wt%), Na (∼1 wt%). La précipitation des phyllosilicates Fe/Mg et Al, majoritaires sur Mars, cause un enrichissement relatif au Si de la solution ionique résiduelle en ces 3 cations et en cations d'inter-couche (notamment Ca, Na ; Milliken

  Si des conditions évaporitiques peuvent expliquer la formation co-jointe et tardive de smectites ferriques et kaolinite avec des sulfates dans certains chaos et Sinus Meridiani, l'absence de sels noachiens, période de formation de la majorité des argiles, peux s'expliquer de deux façons :

mais aucun des perchlorates identifiables dans le proche infrarouge n'ont été détectés avec certitude dans les terrains noachiens. L'hypothèse retenue pour leur formation est celle d'une mince pellicule d'eau en surface, incompatible avec la formation d'argiles. Les carbonates sont peu présents sur Mars (détectés dans une dizaine de sites tout au plus), et bien qu'à proximité d'argiles, ils apparaissent d'avantage comme issu d'altération hydrothermale d'olivine que d'une précipitation suite à la formation d'argiles (Ehlmann et al., 2009, Morris et al., 2010). En outre ils sont stratigraphiquement au dessus des argiles et également datés de la période LN/EH. Leur quasi-absence est expliquée par une atmosphère noachienne avec une p CO 2 très faible (infirmé pas les modèles récents) ou une inhibition voir destruction par un environnement acide et/ou la compétition avec d'autres sels. Ainsi les dépôts de sels identifiés jusqu'à présent sur Mars apparaissent acausaux avec la majorité des phyllosilicates : ils sont déconnectés dans le temps (LN à Hésperien pour les sels contre EN/MN pour les argiles) et dans l'espace, sans indice morphologique de transport entre les régions sources d'argiles et celles des sels.

  On trouve sur Mars des sulfates mono (kieserite) et poly hydratés (dont jarosite, gypse, bassanite et alunite). Si des expériences de laboratoire montrent que sulfates et phyllosilicates perdent des molécules d'eau et hydroxyles sous l'atmosphère aride, froide et oxydante de Mars des >3 Ga[START_REF] Cloutis | Stability of hydrated minerals on Mars[END_REF], Morris et al., 2010), ils montrent également que tous sont stables en surface et demeurent détectables. L'existence de sulfates d'âge hésperien, et parfois même LN en sont la preuve. Les chlorures sont également stables sur Mars[START_REF] Chevrier | Stability of perchlorate hydrates and their liquid solutions at the Phoenix landing site, Mars[END_REF]. Si les chlorures anhydres NaCl et KCl n'ont pas de signature dans le proche infrarouge, les chlorures magnésiennes hydratées sont détectables(Hanley et al., 2011). Na et K sont des cations minoritaires dans les fluides issus d'altération de basalte, on s'attendrait plutôt à voir des chlorures-Mg en abondance. En résumé, même si une partie des sels nous sont encore inobservables, une importante fraction le sont et ne sont pourtant pas ou peu observés en lien avec les argiles.En utilisant le même argument invoqué pour les vestiges morphologiques d'âge EN/MN, l'absence d'accumulation de sels observables aujourd'hui n'est pas une preuve suffisante de leur non existence vu le re-modelage de la surface. Une partie de l'altération a pourtant eu lieu en sub-surface, en témoigne l'existence de minéraux métamorphiques ou diagénétiques comme la chlorite et la prehnite. 3.6.3.5 Un cycle des argiles et donc hydrologique sur Mars au EN/MN

	Les meilleurs indices dont on dispose en faveur de la présence durable d'eau liquide en surface
	provient de l'approche combinée entre minéralogie des argiles et morphologie. Sur Terre, les
	silicates hydratés peuvent être de 6 types géologiques différents (figure 3.54) : pédogénétiques,
	détritiques, authigéniques, diagénétiques, métamorphiques et hydrothermaux. Chaque type est
	composé d'assemblages de minéraux correspondant aux conditions physiques et chimiques de
	chaque environnement, et qui ont été décrits en chapitre 1. Sur ces 6 contextes géologiques, les 3
	premiers requièrent la présence d'eau liquide stable en surface, en particulier la pédogenèse qui
	est sur Terre le mécanisme privilégié de formation des argiles. Si certaines espèces minérales se
	trouvent dans plusieurs contextes géologiques, il reste possible de savoir sans ambiguïté à quels
	environnements ils appartiennent lorsque la morphologie est préservée.
	L'étude globale des minéraux hydratés a mis en avant la prépondérance des impacts et le
	chapitre 4 explore leur rôle dans l'origine et la distribution des minéraux hydratés. Les autres
	sites dans lesquels on trouve des phyllosilicates sur Mars suffisent pourtant à postuler l'existence
	d'un cycle des argiles sur Mars durant le Noachien et qui s'apparente au cycle terrestre. On
	résume ci-dessous les observations faites au cours des études régionales et locales.

UV, faible température et pression des > 3 derniers milliards d'années, devenant ainsi indétectable dans l'infrarouge.

Pedogénèse. Plusieurs sites d'âge Noachien présentent des unités de smectites ou kaolins riches en Al drapées sans non conformité sur des smectites ou vermiculites riches en Fe/Mg (voir section 3.5.2). L'exemple le plus saillant sont les affleurements de Mawrth Vallis

(Loizeau et al., 2007)

, mais on en trouve de similaires à des dizaines de milliers de kilomètres de Mawrth, notamment au nord du basin d'Hellas et dans Terra Sirenum. Cette séquence verticale de phyllo-

  Impacts et minéralogie d'argile) ils prédisent une détectabilité accrue d'argiles dans les éjectas de cratères à D < 25 km. Au delà, le volume de matériel anhydre excavé aux côtés des minéraux hydratés est trop important pour une détection orbitale. Il est alors en principe possible de contraindre avec précision la stratigraphie verticale des premiers km de la croûte martienne. On s'attend à voir une séquence minéralogique du type métamorphique ⇒ diagénétique ⇒ supergène vers la surface que l'on pourrait retrouver au moins partiellement dans l'éjecta et sans modification appréciable de la composition minérale pré-impact. Si le matériel de l'éjecta a été très peu choqué ou fondu et sa distance radiale inversement proportionnelle à la profondeur initiale (au premier ordre), l'excavation se traduit aussi par une répartition plus chaotique et difficile à prédire dans le pic central. Ici, du matériel excavé ayant subit des pressions et températures plus variables se retrouve mélangé. Les déformations élastiques et chocs peuvent transformer et même détruire les minéraux hydratés cela se produit surtout en profondeur et n'est pas accessible à l'étude orbitale. Si l'érosion pourrait les mettre à jour, les études morphologiques et du rapport profondeur/diamètre des cratères martiens montrent que ces derniers sont plutôt remplis par du matériel divers que l'inverse. La dépression causée par le cratère peut également mettre en évidence directement des couches de minéraux hydratés enfouies qui affleurent dans les parois internes. Cela a été montré en section 3.5.1.2.

mais il existe des modèles 3D numériques plus précis.

[START_REF] Baratoux | Mineralogical structure of the subsurface of Syrtis Major from OMEGA observations of lobate ejecta blankets[END_REF]

l'ont appliqué aux éjectas de cratères de Syrtis Major afin de contraindre la structure verticale des pyroxènes HCP/LCP de Syrtis Major. Plus récemment,

Barnhart and Nimmo, 2011

tentent une première application du modèle aux minéraux hydratés martiens. En explorant l'espace à 3 paramètres (diamètre du cratère, profondeur d'une couche d'argile, épaisseur de la couche 4.1

km

Prehnite Prehnite

De petites différences spectrales existent notamment dans la profondeur de bande à 1.9 µm (ex : [START_REF] Milliken | Opaline silica in young deposits on Mars[END_REF], on ne tentera pas de les distinguer ici car on les trouvent dans 3.6.3.2 Arguments morphologiques pour une planète chaude et humide altérée surface A cette vision s'oppose celle d'une planète plus chaude et humide avec un cycle hydrologique en surface tel celui proposé par Craddock andHoward, 2002 et plus récemment par Fassett andHead, 2008 (figure 1.21). Les arguments en faveur de ce scénario sont exclusivement morphologiques : l'existence prolongée de réseaux fluviaux et dépôts sédimentaires dont certains atteignent une épaisseur kilométrique sont difficiles à expliquer sans la présence d'eau liquide en surface sur une ou des périodes prolongées (Craddock andHoward, 2002, Hynek et al., 2010).

Par ailleurs, le scénario avancé par [START_REF] Fairen | Stability against freezing of aqueous solutions on early Mars[END_REF] pose problème : la croûte martienne étant particulièrement riche en éléments sulfurés [START_REF] Chevrier | Mineralogy and evolution of the surface of Mars : A review[END_REF], la salinolyse proposée se serait faite en présence importante de sels d'acides forts (SO 4 ) qui confèrent à l'eau une acidité élevée (pH < 5) favorisant la précipitation de sulfates mais pas de phyllosilicates (formés dans des environnements plus neutres voir alcalins). Si des associations de sulfates et nontronite/smectites-Al néoformés sont observées dans des dépôts hésperiens, ce n'est pas le cas au Noachien.

Outre les prédictions de modèles atmosphériques, le principal argument contre l'existence d'une altération en surface est l'absence de lien géographique entre les morphologies fluviales ou lacustres et les minéraux hydratés dans les terrains anciens. Il est montré ci-dessous que ce paradoxe n'exclut en rien une altération en surface au EN/MN. Le cratère aurait probablement été ciblé de toute façon car de part sa grande profondeur (et donc pression atmosphérique), des vallées fluviales se sont brièvement activées à l'Amazonien (Dickson et al., 2009). Les minéraux hydratés n'ont pas été identifiés associés à ces structures.

Seule la prehnite est présente dans Lyot. Le second cratère (droite, sans nom) se trouve à 300 km à l'est du rim de Lyot, a un diamètre de 20 km et un éjecta lobé bien conservé. Il est cartographié comme impactant la fine couche d'éjecta distal de Lyot [START_REF] Tanaka | geologic map of the northern plains of mars, 2888[END_REF]. A l'exception de dunes sombres d'olivine, l'ensemble du pic central est constitué d'un mélange prehnite-chlorite/pumpellyite, spectralement dominé par la prehnite. Quelques pixels montrent de plus un mélange avec un minéral hydraté contenant de l'aluminium (smectite, mica ou amphibole). La prehnite n'est pas clairement associée à des affleurements, mais provient bien du pic central et on voit du transport éolien qui accumule des dunes de prehnite à la base du pic. des éjectas hydratés appartiennent à des cratères D < 30 km (Loizeau et al., 2011, soumis), comme prédit par le Z-model appliqué aux argiles (Barnhart and Nimmo, 2011).

Résumé des observations. En résumé, on trouve une corrélation forte entre la diamètre et donc la profondeur d'excavation ou le régime hydrothermal des cratères et leur composition minérale. Les plus gros cratères excavent des minéraux de plus haut grade (chlorite, zéolites).

On observe également d'avantage de diversité minérale dans leur pic central avec notamment la prévalence accrue d'opaline et zéolites.

Interprétation

La collection d'analyses détaillées et statistique permet d'envisager deux scénarios complémentaires pour les argiles liés aux impacts de Tyrrhena Terra, et plus largement aux terrains noachiens.