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CHAPITRE 2

Les météorites

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Meteor 2007

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Impuissant et le plus souvent terrifié par ces chutes de pierres noircies, l’homme vit d’abord en elles une intervention du divin (Fig. 1a), comme en attestent les illustrations de la chute d’une météorite à Ensisheim en 1492.

 

Fig.1 :  a) Illustration de la chute de la météorite d’Ensiseim (Alsace) en 1492

 

 Ce n’est qu’à la fin du XVIII° siècle (1793) qu'Ernst Friedrich Chladni, en s’appuyant sur de nombreux rapports de témoignages, échafauda la première théorie valide concernant ces objets déroutants : ils proviennent de l'espace et il existe un lien entre météores (étoiles filantes) et météorites. Ses affirmations furent confirmées par une succession d’événements ; en 1794, une pluie de pierres s’abattit sur Sienne (Italie) ; En 1795, une autre chute météoritique eut lieu ; en 1796 ce fut au Portugal et en 1798 en Inde. L’analyse physico-chimique de cette récolte révéla que ces pierres sont bien différentes des roches terrestres et que certaines présentent d'importantes quantités de nickel. Le premier astéroïde fut découvert en 1801, confirmant l’origine extraterrestre de ces objets. En 1803, une pluie de plusieurs milliers de fragments s'abattit sur la Normandie. L’enquête révéla que de toute évidence, ces pierres provenaient de l'espace. Il était définitivement ( ?) temps de renvoyer les « Esprits » à des occupations plus sérieuses…

La Terre reçoit en de l’ordre de 40000 Tonnes/an de matière extraterrestre, qui frappe la Terre au sommet de l'atmosphère. Il s’agit pour l’essentiel de micrométéorites de moins d'un millimètre de diamètre, dont le nombre est évalué à 10 millions de milliards par an. Plus grosses, souvent en essaims que la Terre traverse à date fixe (Aquarides de mai, Perséïdes d'août, Géminides de décembre) elles se volatilisent le plus souvent en étoiles filantes dont le scintillement, au mieux de plusieurs secondes, est proportionnel à la masse. Quelques dizaines de tonnes/an seulement de météorites atteignent le sol. Les deux tiers plongent dans les océans, et les particules trop fines sont le plus souvent perdues. La population la plus importante est de l'ordre de quelques centaines de microns. Depuis le début des années 1980, on les ramasse sur les glaciers de l'Antarctique. 99% de ces micrométéorites appartiennent au groupe des météorites carbonées hydratées (comme celles de Murchison, Chp. 2.A.1.a). Notre protection atmosphérique brûle complètement les météorites un peu plus grosses, mais elle n'arrête pas les fractions les plus grossières, jusqu’à des “ bolides ” pouvant mesurer plusieurs Km de diamètre qui ont de tout temps percuté notre sol. Il tombe en moyenne sur Terre une seule météorite/1000 ans comme celle qui a formé le Meteor Crater en Arizona (50 000 ans ; 30m ; 100 000 tonnes de fer, Fig. 1b).

 

Fig.1 :  b) Meteor Crater, Arizona, Diam. 1.2km, profondeur 200m

http://hot-facts.blogspot.fr/2011/04/facts-about-meteor-crater-strangefacts.html

Dans l’espace, plus un corps est massif plus il est rare, et plus sa probabilité de chute sur Terre est faible. Pour un corps de taille plurikilométrique comme celui (Fig. 1c) qui contribua certainement à affaiblir, voire même à faire disparaître les dinosaures il y a 65 Ma., cette probabilité est de l’ordre de une fois tous les 100 Ma.

 

Fig.1 :  c) Chixculub Crater, Golf du Mexique, Limite crétacé-Tertiaire, diam. 100 km ,

Représentation 3D de l’anomalie de Bouguer (gravimétrie voir Chp.3). l’échelle de couleur traduit une anomalie négative en bleu et une anomalie positive en rouge.

http://miac.uqac.ca/MIAC/chicxulub.htm

 

Cette image ne représente pas la forme exacte du cratère mais son remplissage par des matériaux de plus faible densité que celle des sédiments environnants. Noter toutefois le double bombement central, interprété comme le soulèvement caractéristique de la partie centrale des cratères complexes (Fig. 1d).

http://saturniancosmology.org/files/impact/sect18_4.html

Fig.1 :  d) MC - Meteor - impact cratere - Giavitto 2.htm

 La carte de du gradient d’anomalie de Bouguer (Fig. 1e) met en évidence cette structure, limitée au nord par le trait de côte actuel (en blanc) et elle la corrèle avec un ensemble de cénotes, nom Maya donné à des entonnoirs ou dolines (points blancs sue la carte) partiellement remplis d’eau, dont la partie profonde peut être marine (alimentation profonde par failles). S’ils dessinent un essaim à l’Est du Chicxculub, ils dessinent aussi un arc de cercle remarquable jalonnant le flanc Sud-Ouest de la structure,

Fig. 1e : Horizontal gradient map of the Bouguer gravity anomaly over the Chicxulub crater,

http://miac.uqac.ca/MIAC/chicxulub.htm

 

L’étude de la surface lunaire suggère que le bombardement d'astéroïdes dans le système solaire intérieur a baissé jusqu’à son niveau actuel vers 3.8-3.7 Ga. Mais à l’occasion de l’analyse approfondie des ceintures de roches anciennes, D.R. Lowe & G.R. Byerly  (2015) ont montré que les astéroïdes de 20 km à 70 km de diamètre frappaient encore la Terre vers 3.2 Ga à des taux très supérieurs aux valeurs estimées à partir des études lunaires. Ainsi, 2 de ces impacts, à 3.29 Ga et 3.23 Ga, auraient causé selon ces auteurs le réchauffement de l'atmosphère terrestre, l'ébullition de l'océan et l'évaporation de peut-être 100 m d'eau de mer. Ces impacts ont profondément affecté le développement de la croûte archéenne, l'environnement de surface et l'évolution biologique jusqu'à 3,2 Ga, voire plus tard.

L'étude des météorites écrit un chapitre important de la planétologie du système solaire. Elle permet aussi d’accéder à la protohistoire de notre système, voire même à l'histoire des étoiles qui nous ont donné naissance, lorsque chaque espèce minérale ou groupe de cristaux ou cristal, d'une seule météorite, devient un témoin (cf. § chondrites).

 

 A- Classification des météorites

 Sur la base de leur genèse on classe les météorites en 2 groupes :

·         les météorites indifférenciées ou chondrites qui représentent, avec les comètes, la protohistoire du système solaire;

·         les météorites différenciées (toutes les autres) métalliques ou sidérites ;

 Nous y reviendrons, mais considérons tout d'abord la nature des minéraux des météorites.

 

Sur la base de leur composition minérale (Tableau 1) et de leur structure, on classe d'ordinaire les météorites en 3 groupes, qui viennent s’ajouter à celui des comètes:

·         les météorites pierreuses, ou aérolithes qui comprennent un groupe important, les chondrites constituées de chondres, et d'autres météorites très différentes, sans chondres, dites achondrites ;

·         les météorites métalliques ou sidérites ;

·         les météorites mixtes, ou sidérolithes.

 

 Tableau 1a, Minéraux des météorites :

 silicates

Mg-Olivine

Mg-Orthopyroxene (enstatite)

Mg-Clinopyroxène

Plagioclase

SiO4 Mg2

Si2O6 Mg2

Si2O6 MgCa

Si2Al2o8 Ca

silicates

Fe-Olivine

Fe-Orthopyroxène

Fe-Clinopyroxène

SiO4Fe2

Si2O6 Fe2   (Mg0.8, Fe0.2 = bronzite)

Si2O6 FeCa

oxydes :

Mg-Spinelle

MgAl2O4

oxydes :

Fe-Spinelle

Magnétite

FeAl2O4

Fe2+Fe3+2O4 (basse T°)

sulfures:

 

 

sulfures:

Troïlite

FeS

Alliages

 

 

Alliages

Kamacite

Taenite

(Fe,Ni) 4-7% Ni

(Fe,Ni) 16-60% Ni

1- Les aérolites : chondrites et achondrites

 Les aérolites ou Météorites Pierreuses sont les plus nombreuses (de l’ordre de 25000 à 30000 individus reconnus), et surtout constituées de silicates, parfois de roches carbonées plus quelques traces de fer. Elles constituent, selon les auteurs, de 80 à 90% des chutes, et représentent une masse connue de 50 tonnes environ, soit 70 à 80% de la masse des météorites recensées. On divise les aérolithes en deux grands groupes : les chondrites (93%) et les achondrites (7%), selon qu'elles contiennent ou non des chondres (ou chondrules, sortes de petites sphères, Fig. 2 qui n’ont été observées dans aucun autre matériau connu).

a) microphotographie                                                                       b) lame mince.

Fig.2a : les chondres sont des microbilles de quelques microns à quelques millimètres, constitués de silicates de haute T° et d'autres minéraux dont certaines espèces (sulfures, nitrures entre autres) sont inconnues sur Terre

a- Les chondrites :

Jamais observées dans aucun autre matériau connu, reconnues dès 1802 par E. Howard, ces microbilles ont été appelées chondres en 1864 par Gustav Rose. Leur taille varie entre 0.01 et 10mm environ. Elles sont  scellées dans une matrice.

Bien que reconnues dès 1802 par E. Howard, ces microbilles n’ont été baptisées chondres qu’en 1864 par Gustav Rose. Les chondrites sont classées selon leur composition minéralogique.

·         Chondrites ordinaires : 80% des chondrites ; elles contiennent de l'olivine, de la bronzite, du plagioclase (cf. tableau 1)et d'autres minéraux à base de fer. On les divise en deux sous-groupes, H et L.

·         Chondrites à enstatite sont divisées en deux sous-groupes, 1 et 11, suivant leur teneur en fer (<12 % et jusqu’à 35 % respectivement). Elles sont constituées en grande partie de pyroxène et peuvent contenir du quartz(SiO2) Elles ont été métamorphosées à des températures supérieures à 650° C et sont notées E dans les collections.

·         Chondrites carbonées : 8% des chondrites ; elles contiennent en général 40% de plagioclase, mais aussi du carbone, parfois sous forme organique. Par contre elles ne contiennent que très peu, ou pas du tout, de fer. C'est un groupe assez hétérogène qui est divisé sous-groupes, en fonction de leur teneur en C et en Fe, puis en fonction de leur teneur en fer et de leur degré de fusion:

*      Les chondrites CI (I = Ivuna, Tanzanie, 1938) sont caractérisées par l’absence de chondres, une quantité plus faible de carbone ;

*       Les chondrites CM (M = Mighei, Ukraine, 1889) dont les chondres présents sont de petite taille, les teneurs en C et en eau sont plus faibles

*       Les chondrites CR (R = Renazzo, Italie, 1824) montrent non plus des petits chondres dispersés mais des agglomérats (de chondres) liés entre eux par du carbone et un peu d’eau

*       Les chondrites CV (V= Vigarano, Italie, 1910) présentent de gros chondres et des teneurs faibles en C et en eau

*      Les chondrites CO (O= Omans, France, 1868) sont aussi à mini-chondres et teneurs comparables en C et en eau

*       Les chondrites CK (K= Karoonda, Australie, 1930) montrent, outre de gros chondres, une grande abondance d’oxygène se traduisant par l’absence de métaux

*       Les chondrites CH (H= high Iron et non une localité) ont du fer pur, très peu de carbone, et elles présentent des chondres de très petite taille.

Le nom d’une chondrite est suivi d’un chiffre — Voir http://www.wwmeteorites.com/Chondrites%20gen.html — de 1 à 7, dont la signification est la suivante :

1.     absence quasi-totale de chondre, composition inhomogène

2.     chondres nets et facilement discernables les uns des autres,  composition inhomogène

3.     chondres très nets et parfaitement séparés, non altérés, composition inhomogène 

4.     chondres assez bien individualisés, composition homogène

5.     chondres encore discernables quoique avec difficulté, composition homogène

6.     chondres mal définis, composition homogène

7.     recristallisation et équilibration chimiques des minéraux quasi totale, présence éventuelle de reliquats de chondres, composition homogène

La classification des chondrites est résumée dans le tableau 2.

 

La classification des chondrites est résumée dans le tableau 2.

Tableau 2, classification  des chondrites           

Chondrites

classification en fonction de leur minéralogie et de leur teneur en métal

Ordinaires

H

bronzite, olivine (silicate de fer et magnésium), 15 à 21% de fer

L

bronzite, olivine (silicate de fer et magnésium), 7 à 15% de fer

LL

bronzite, olivine 30% (silicate de fer et magnésium), 2 à 7% de fer

à Entastite

EH (high)

pyroxène (silicate de fer magnésium, calcium), forte teneur de fer >25%

EL (low)

pyroxène (silicite de fer magnésium, calcium), faible teneur en fer

Carbonées

40% d'olivine, 30% de pyroxène, 10% de plagioclase (calcium et sodium), carbone sous forme organique, très peu de fer

CI (Ivuna)

3 à 5 % de carbone, 20 % d'eau

CM (Mighei)

0,6 à 2,9 % de carbone et 1,3 % d'eau

CV (Vigarano)

Moins de 0,2 % de carbone et 0,03 % d'eau

CR (Renazzo)

 

CO (Ornans)

1 à 0,2 % de carbone, moins de 1 % d'eau

CK (Karoonda)

 

CB (Bencubbin)

 

CH (High Iron)

 

Kakangari type

K

 

Rumurutiites

R

 

 Les chondres sont constitués de silicates de haute Température, plus diverses phases minérales dont certaines espèces (sulfures, nitrures entre autres) inconnues sur Terre témoignent parfois d'un environnement extrêmement réducteur. Leur forme sphérique prouve qu'ils ont été liquides et ont cristallisé en état d'apesanteur. L'origine de ces gouttes liquide est controversée. Elle se situe très tôt dans l’histoire du système solaire, durant la phase de condensation des poussières ferro-silicatées, à partir du gaz de la nébuleuse. Ont alors eu lieu un ou plusieurs épisodes très brefs de haute température qui fondent tout ou une partie des poussières agglomérées. Plusieurs mécanismes ont été proposés pour expliquer ces épisodes de fusions :

1-    chauffage par de bref flash lumineux du proto-Soleil ;

2-    phénomènes de décharges électriques dans le nuage de poussières de la nébuleuse;

3-    phénomènes de compression et/ou de friction rapides dus aux passages d'ondes de choc acoustiques.

La figure 2b montre la texture en barre de certains chondres. Celle-ci correspond à une texture creuse (un peu comme les cristaux de neige) à cloisons parallèles qui emprisonnent un matériau soit vitreux soit dévitrifié (recristallisé). Il semble que ce type de cristallisation en creux témoigne d’une cristallisation très rapide (quelques minutes à heures ?) et donc d’un refroidissement très brutal.

Fig.2b : chondrule (BO) olivine barrée a matériel interstitiel vitreux

http://www4.nau.edu/meteorite/Meteorite/Book-Chondrules.html

L'accrétion a alors agrégé les chondres nouvellement formés, avec des poussières préexistantes qui avaient échappé à la fusion et/ou issues d’une condensation survenue après les épisodes de haute température. Enfin, l’accrétion de ces corps parents avec une matrice restée froide a constitué les chondrites que nous pouvons observer.

On observe au sein des chondrites d’autres agglomérats, encore plus réfractaires et plus précoces que les chondres. Ce sont des inclusions appelées CAIs (pour Calcium-Aluminum rich Inclusions, Fig. 2c, tableau 1b) qui sont des agglomérats d’un matériau constitué de minéraux titanifères ou des aluminosilicates de calcium qui témoignent d’une température de formation très élevée, >1500K. Sortes « d’enclaves  » exotiques, les CAIs sont apparus très tôt dans l’effondrement de la nébuleuse solaire, voir même avant l’effondrement… (voir Chp.2.D.1).

Tableau 1b, Minéraux des CAIs :

Minéral 

Formule 

 Melilite

Ca2Al[AlSiO7] et Ca2Mg[Si2O7]

anorthite

CaAl2Si2O8

Spinel 

MgAl2O4

perovskite 

CaTiO3

Hibonite 

CaAl12O19 

Ca-pyroxène

CaMgSi2O6

forsterite 

Mg2SiO4

 

Fig. 2c : Inclusions réfractaires (blanchâtres) dans une chondrite carbonée. carbonaceous chondrite NWA 3118 from the Sahara Desert

http://astrobob.areavoices.com/2012/04/26/meteorite-hunters-scour-hills-near-sutters-mill-site-of-the-california-gold-rush/

 

Chez les chondrites en général, et chez les chondrites carbonées en particulier, les chondres (de haute T°) sont noyés dans une matrice de basse T° faite de silicates plus ou moins hydratés, de sulfates (SO4) hydratés et de carbonates (CO3). Cette matrice est riche en grains métalliques et en troïlite (sulfure FeS). La présence de Fer métal (Fe-Ni) témoigne du caractère réducteur du milieu, mais son origine est encore très controversée. S’il peut en effet résulter directement de la condensation du nuage de gaz (nébuleuse solaire), il peut aussi apparaître par réduction des silicates, lors d’une réaction contrôlée soit par la fugacité en oxygène de l’atmosphère solaire soit par la présence de carbone C dans la matrice des chondrites. La matrice peut contenir 20% de son poids en eau ; cette eau contribue largement à l’altération des minéraux anhydres des chondres, à l’effacement des structures, et à la recristallisation métamorphique de certaines chondrites qui ont subi un réchauffement ultérieur (sans rapport avec leur rentrée dans l’atmosphère terrestre). Cette matrice contient aussi souvent des composés organiques qui ne sont pas nécessairement biotiques, et dont certains sont inconnus sur Terre. Elle peut aussi être faite d'un mélange de minéraux de haute température (olivine riche en fer en particulier) et de débris de chondres, qui suggèrent une histoire complexe : formation à haute température des chondres, fragmentation des chondres, et agglomération ultérieure avec des matériaux froids.

Aucune roche comparable aux chondrites, aucun chondrule, n'a jamais été observé sur Terre ou sur la Lune. Leur composition chimique globale est d’une part remarquablement homogène (elle varie très peu d’un individu à un autre) et d’autre part étonnement comparable à celle de la moyenne terrestre (cf. tableau 3). Cela suggère fortement que la Terre est formée du même matériel que les chondrites et que ce matériel primordial a subi sur Terre un fractionnement auquel les chondrites ont échappé. La similitude de composition des chondrites avec l'atmosphère solaire, excepté en éléments volatils (H, O, gaz nobles) bien que le Carbone soit encore présent dans les chondrites carbonées, suppose aussi qu'elles n'ont subi que très peu de modifications depuis leur fabrication. Quelle que soit l’hypothèse de leur formation, il est essentiel de noter que contrairement aux sidérites ou sidérolithes (§ suivant), les chondrites n'ont pas subi de différenciation chimique ultérieure majeure. On s’accorde alors à assimiler la composition des chondrites à celle qu'a pu avoir la Terre avant la différenciation profonde en un noyau métallique et un manteau silicaté, et les géochimistes utilisent souvent leur composition moyenne comme référence dans l'étude des roches terrestres.

Parmi les chondrites carbonées, la météorite de Murchison (tombée en 1969 en Australie) est célèbre pour avoir changé notre façon d’envisager l'origine de l’eau et, plus accessoirement, celle de la vie sur Terre. On a longtemps considéré que l’atmosphère terrestre (et son océan) résultait du seul dégazage du manteau terrestre, qu’elle était en quelque sorte la fille unique des volcans. Mais outre la présence de nombreux composés organiques ainsi que des acides aminés, une grande richesse en azote, une grande abondance en volatils, la météorite de Murchison présente (comme l’essentiel des micrométéorites échantillonnées) environ 50% d'une argile qui contient de l’eau. Or cette eau présente un rapport isotopique D/H (2H/1H) semblable à celui de la moyenne de l’océan terrestre (cf. le fractionnement isotopique, Chp2.C.2) alors que celui-ci diffère justement du rapport isotopique des eaux issues de volcans. On considère donc aujourd’hui que le rôle joué par les météorites de ce type, ainsi que celui des comètes (Chp. 2.E.2), a été sans doute important pour l’océan, dans l’histoire de notre atmosphère (Chp. 5.F) et dans l’apparition de la vie et plus largement dans l’acquisition d’un vernis géochimique extraterrestre durant l’Hadéen (Chp. 4.D.1.b). 

b- Les achondrites :

Les achondrites : Elles présentent une texture et une composition minéralogique qui laissent penser qu'elles ont dû se former à partir d'un magma analogue à celui qui conduit aux roches ignées terrestres. Certaines d’entre elles proviendraient de la Lune, ou encore de Mars (S.N.C.). Elles constituent 10% des chutes au maximum, on distingue deux grandes catégories :

·         achondrites riches en calcium (CaO>5%)

·         achondrites pauvres en calcium (CaO<3%)

La classification des achondrites est résumée dans le tableau 3.

 

Tableau 3, classification des achondrites

Achondrites

Classification en fonction de leur teneur en calcium (de 0 à 25%)

Eucrites

EUC

+ de 5% de calcium, pigeonite et feldspath calcique

Angrites

ANG

+ de 5% de calcium, riche en pyroxène calcique titanifère, troilite et olivine

Howardites

HOW

+ de 5% de calcium, mélange eucrite-diogenite

Diogénites

DIO

-3 de % de calcium, Hypersthène, pyroxène moyennement riche en fer

Urélites

URE

-3 de % de calcium, olivine-pigeonite, ferro nickel, clinopyroxène et parfois du diamant

Aubrites

AUB

-3 de % de calcium, enstatite, silice et magnésie

Shergottites

SHE

riche en calcium, roche basaltique composée essentiellement de pyroxène et de plagioclase, plus quelques éléments oxydés et minéraux hydratés.

Nakhlites

NAK

augite, plus quelques éléments oxydés et minéraux hydratés, diopside-olivine

Chassignite

CHA

riche en calcium, olivine, quelques éléments oxydés et minéraux hydratés

Lunar

LUN

basalte et régolithe

Acapulcoite

ACAP

olivine, pyroxène

Lodranite

LOD

olivine, pyroxène

Brachinite

BRACH

olivine

Winonaite

WIN

 

Chassignites, Shergottites, and Nakhlites sont regroupées comme météorites SNC

 Parmi les achondrites, quelques individus découverts récemment ont clairement une structure achondritique, mais une composition proche de celle des chondrites. On considère ces échantillons (de type Acapulcoites, Lodranites ou Winonaites) comme d’anciennes chondrites qui auraient subi ultérieurement un métamorphisme à haute température, voir même une fusion partielle suivie de la perte de la fraction fondue ; on nomme ces météorites achondrites primitives, en raison du matériel chondritique (= primitif) qu’elles ont contenu.

 

2- Les sidérites ou fers

 

Les sidérites ou Météorites Ferreuses, dites encore Fers; constituent une population d’un millier d’individus environ, qui représentent en nombre de l’ordre de 5% des chutes et en masse environ 10%. Si le nombre d’individu est peu élevé, leur masse peut être considérable, et c'est parmi eux que l'on trouve les plus grosses météorites. Par conséquent, contrairement aux autres météorites qui passent souvent inaperçu, sauf lorsque l’on fait des comptages systématiques comme dans les glaces de l’antarctique, les fers sont surreprésentées et la masse totale reconnue est de 570 tonnes environ. La plus importante (70 tonnes) fut découverte en 1920 ; elle est restée en place à Hoba, en Namibie. La seconde provient de Cap York (Groenland), elle pèse 59 tonnes. Dans le désert de Gobi, la météorite de Shingo pèse environ 35 tonnes ; on l'appelle aussi «le chameau d'argent», à cause de sa forme. La météorite de Chaco (Argentine) pèse à peu près le même poids, et l’on connaît plusieurs autres météorites pesant plus de dix tonnes, comme celle de M'Bosi (Tanzanie) qui pèse 16 tonnes. Les sidérites sont constituées d'un alliage de fer-nickel probablement très comparable (au moins chimiquement) au cœur de notre Terre. La classification des sidérites est basée sur leur structure, mais elle reflète aussi leur composition en nickel. Leur structure est bien mise en évidence par l’attaque acide d’une surface polie, qui fait apparaître une sorte de grille formée de bandes, souvent observables à l'œil nu, de symétrie cubique ou hexagonale, appelée texture de Widmanstätten (chimiste allemand du XIX°, Fig. 3).

Fig. 3: Section Polie de la météorite de Casas Grandes, kamacite à texture Widmanstätten, et globules  de Troïlite (FeS)

Grand format : cliquer sur l’image

http://www.carionmineraux.com/meteorite/meteorite_authentification/meteorite_gibeon_2.jpg

 

On distingue 3 groupes de sidérites :

a- les hexaédrites,

Elles contiennent de 5 à 7% de nickel sont des assemblages de gros hexaèdres de kamacite, parfois un seul cristal qui se rompt à l'impact. L’attaque à l'acide chlorhydrique d’une surface polie met en évidence un réseau de bandes orientées (bandes de Neumann) provenant de la déformation mécanique subie par la kamacite à une température comprise entre 300 et 600° C.

b-  les octaédrites,

Elles sont les plus nombreuses, et contiennent de 6 à 18% de nickel. L'attaque à l'acide d'une face polie met en évidence quatre systèmes de bandes de kamacite. Trois séries se coupant selon un angle de 60°, la quatrième série étant parallèle au plan de section dans la figure 3. Elles sont bordées de taénite, les espaces polyédriques compris entre ces deux minéraux étant comblés d'une association microcristalline de ces deux minéraux, appelée plessite : ce sont les figures de Widmanstätten qui s'expliquent par l'étude du refroidissement du système fer-nickel. Le diagramme concentration en Ni dans le système Fe-Ni versus T°C (Fig. 4) nous montre les phases en présence. L’abscisse représente la composition du système ; à 0% de Ni, le système ne contient donc que du fer, et à 60% de Ni, il contient encore 40% de Fer. Ce diagramme nous montre l'existence de deux domaines monophasés (en bleu) où la composition du solide peut varier (il s’agit de solutions solides) aux températures considérées. Il s'agit du domaine de la taénite (Alliage de Nickel-Fer) et du domaine de la kamacite (Alliage Fe-Ni pauvre en nickel). Ce diagramme nous montre aussi l'existence d'un espace vide (en blanc), qui est le domaine dans lequel il ne peut exister de solide homogène stable aux températures considérées, c’est un domaine à 2 phases. Prenons par exemple un solide de composition Fe 80%, Ni 20% ; à la température de 450°C, il se situe dans le domaine à 2 phases solides (taénite + kamacite) dans lequel, à la température donnée (450°C), il existe non plus un mais deux solides en équilibre, une kamacite plus une taénite, dont les compositions respectives sont celles des limites du domaine à 2 phases à la température considérée.

Fig. 4 : diagramme de phases des alliages Fe-Ni

Suivons maintenant le refroidissement du solide de composition définie X :

1 -     A 700°C, le solide Tn de composition X, homogène, est une taenite à 15% de Ni.

2 -     A 640°C environ, ce solide homogène voit apparaître en son sein (exsolution) une quantité infinitésimale de kamacite Km, 0 à 4% de Ni.

3 -     A 600°C le solide est composé des 2 phases Km1 et Tn1, de compositions respectives 5% et 18% Ni, dans les proportions pondérales respectives 73% de Km1 et 27% deTn1.

4 -     A 400°C, les compositions des solides Km2 et Tn2 sont respectivement 6.5% et 48% Ni, dans les proportions pondérales respectives 22% et 78%.

c- les ataxites

sont très rares et très riches en nickel, plus de 16% de nickel (jusqu’à 30%) Elles doivent leur nom à l’absence de texture visible à l’œil nu (d'où leur nom) car la largeur des bandes de Widmanstätten diminue avec l'enrichissement en nickel, pour disparaître au-delà de 15 %.

Sur la base de la présence de phases minérales mineures et de rapports inter-éléments concernant des éléments en concentration mineure, on distingue encore 13 sous-groupes (IAB, IC, IIAB, IIC....) qui sont résumés dans le tableau 2c. Depuis Tschermak on distingue en outre six sous-groupes en fonction de la largeur des lamelles de kamacite, liée à la teneur en nickel de la météorite ; ce sont les sous-groupes Og, Ogg, Om, Of, Off et Opl (depuis «très grosses» jusqu’à «très fines»). La classification des sidérites est résumée dans le tableau 4. 

Tableau 4, classification des sidérites

 

Hexaédrite HEX

Ataxite ATAX

Octaedrite Opl

Octaedrite Off

Octaedrite Of

Octaedrite Om

Octaedrite Og

Octaedrite Ogg

I AB, Fe-Ni

Silicates Carbures

 

 

 

 

Pitts (USA) Woodbine (USA)

Udei Station (Nigeria)

Four Corners (USA) 

Toluca (Mexique)

Guin (USA)

 

IC,

Fe-Ni

 

 

 

 

 

Winburg (Afr du S)

Bendego (Brésil) Arispe (Mexique)

 

II AB,

Fe-Ni-Cr

Braunau (Tchequie) Uwet (Nigeria)

 

 

 

 

 

 

Sikhote Alin (Russie) Lake Murray (USA)

IIC,

Fe-Ni

 

 

 

Unter Massing (Allemagne)

 

 

 

 

II D, Fe-Ni

 

 

 

 

 

Carbo (Mexique)

 

 

II E,

Fe-Ni-Silicates

 

 

 

Mont Dieu (Mexique) Watson (Australie)

 

 

Miles (Australie)

Weekeroo (Australie)

 

II F, Fe-Ni

 

 

Kofa (USA)

 

 

 

 

 

III AB, Fe-Ni

Troïlite Phosphores

 

 

 

 

 

Henbury Sacramento (USA) La Porte (USA)

 

 

III CD, Fe-Ni

Carbiures

 

 

 

 

 

Mundrabilla (Australie) Watson (Mexique)

Nantan (Chine)

 

 

III E, Fe-Ni

Carbures Graphite

 

 

 

 

 

 

Willow Creek (USA)

 

III F, Fe-Ni

 

 

 

 

 

 

St Genevieve (USA)

 

IV A, Fe-Ni

 

 

 

Gibeon (Namibie)

Steinbach (Allemagn)

 

 

 

 

IV B, Fe-Ni

silicates graphite

Chingla (Russie)

 

 

 

 

 

 

 

On considère les sidérites comme des fragments du noyau de corps planétaires. L’alliage de fer-nickel qui les constitue est probablement très comparable, au moins chimiquement, au cœur de notre Terre.

3- Les sidérolithes

 Les sidérolithes ou Météorites Ferro-Pierreuses comptent très peu d’individus, 150 tout au plus, qui sont de nature intermédiaire entre les sidérites et les aérolithes achondrites. Les sidérolithes sont composées de silicates (grains d'olivine pure, ou d'olivine plus pyroxène, ou de pyroxène plus plagioclase) noyés dans une matrice à olivine et d'alliage métallique, et représentent des sortes de “ brèches ”, mélange de sidérite et d'aérolite, susceptible de correspondre à la couche terrestre D'', interface entre noyau et manteau.

on divise les sidérolithes en trois groupes :

·         Pallasites : Elles contiennent des gros cristaux d'olivine allant du millimètre au centimètre, de couleur variant du jaune brun au vert chartreuse, inclus dans une matrice de ferro-nickel. Sciées et polies, ce sont sans doute les météorites les plus esthétiques (fig. 5 a et b). Leur nom vient du naturaliste Pallas qui, en 1775, trouva une «éponge de fer» en Sibérie. La pallasite (Fig. 5a) montre une olivine (Mg2SiO4) en gros cristaux, dans une matrice d'alliage Fe-Ni, montrant d'intenses déformations tectoniques obtenues à haute température (proche du point de fusion).

  

a)    Pallasite de Imilac à l’état brut                                                       b)  pallasite d’Esquel sciée et polie

http://research.amnh.org/~debel/eduSource1/HallPix/imilac.htm                 http://www.psrd.hawaii.edu/June10/pallasites-origin.html

.                                                                                                     http://geogallery.si.edu/index.php/en/1022242/esquel

Fig 5: Pallasite

Grands formats : cliquer sur les images

 

·         Mésosiderites : Elles présentent un mélange de parties à peu près égales de métal (ferronickel) et de deux silicates (pyroxène et plagioclase). Peu nombreuses (environ 150 connues dont presque la moitié provient d’Antarctique), elles présentent l’allure de brèches comprenant des agrégats ou des morceaux d’alliage fer-nickel ou de silicates (fig. 5b)

Fig. 5b : Mesosidérite de Vaca Muerta, Clili, Ca-Plagioclase (feldspath) en blanc

http://en.wikipedia.org/wiki/File:Vaca_muerta_mesosiderite.jpg

Grand format : cliquer sur l’image

·         Lodranites : Du fait qu’elles contiennent en parties égales, du métal, de l'olivine et du pyroxène certains auteurs classent les lodranites dans les sidérolithes ; néanmoins leur proximité de composition avec les chondrites tend de nos jours à les classer avec achondrites primitives

La classification des sidérolithes est résumée dans le tableau 5

 

 Tableau 5, classification des sidérolithes

Pallasites

cristaux plurimillimétriques d'olivine noyé dans l'alliage de ferro-nickel

Mésosidérites

mélange égal ferro-nickel silicates (pyroxène et plagioclase)

Iodranites

ferro-nickel, olivine et pyroxène

 

 

 

B - Composition chimique des météorites

Lire MC - Meteorites - classification - Cisse.htm. On observe qu’une forte proportion des météorites recueillies appartient au groupe des sidérites, les météorites riches en fer. Cette observation n’est en rien surprenant car la composition de notre Soleil, comparable à beaucoup d’autres étoiles, est riche en fer.

1- Aperçu de la composition du Soleil

La figure 6a nous rapporte la composition du Soleil, le silicium étant ramener à 106 atomes.

 

Fig.6a : abondances cosmiques relatives des éléments (pour 106 atomes de Si)  vs nombre atomique ;

Grand format : cliquer sur l’image http://www.accessscience.com

  

Trois observations peuvent être faites à partir de ce diagramme :

·         globalement, les abondances des éléments décroissent avec leur masse atomique

·         les éléments de nombre atomique pair présentent des abondances plus grandes que leurs voisins impairs (e.g. C, N, O, respectivement Z= 6, 7, 8, …., Na, Mg, Al, Si, P respectivement Z= 11, 12, 13, 14, 15 etc.…)

·         Certains éléments ont une abondance "anormale", H, He et Fe sont très élevées, Li, B et Be sont très faibles

 

L'anomalie d'abondance des éléments pairs par rapport aux impairs traduit la plus grande stabilité des nucléons pairs (e.g http://www.unice.fr/Radiochimie/Chapitre_1_2.htm ). La dominance de H et He trouve son explication dans la nucléosynthèse primordiale qui, après apparition de l'atome d'hydrogène dans le big-bang, a pu fabriquer de l'hélium en abondance par fusion proton-proton (fig.6b ci-dessous et Grand format 6a http://www.accessscience.com).

 

Nucleosynthesis by fusion.

 

Proton-Proton Cycle

Step one, deuterium           1H + 1H ------> 2H + e0 + neutrino  

e0 = positron:  masse de l’électron et charge >0

Neutrino = sub-particule de charge nulle et quasi sans masse

Step two, helium 3              1H    + 2H   -----> 2He3 + radiation g

Step three, helium 4           3He  + 3He -----> 4He + 1H + 1H

La fusion nucléaire dans le soleil produit 653 000 000 tonnes d’helium par seconde, convertissant 22 000 000 tonnes du soleil en énergie.

 

Carbon-Nitrogen-Oxygen Cycle

Step one,               12C + 1H ------> 13N + radiation g

Step two,                     13N   ------> 13C + radiation b (t½ = 10 minutes)

Step three,            13C + 1H ------> 14N + radiation g

Step four,              14C + 1H ------> 15O + radiation g

Step five,                    15O   ------> 15N + radiation b (t½ = 10 minutes)

Step six,                15N + 1H -----> C12 + He4

L’effet global du cycle CNO est encore de transformer de l’hydrogène en helium. Le carbone n’est pas un élément produit dans ce cycle ; il ne peut être produit que durant la contraction lente du cœur d’helium des géantes rouges, par fusion d’un triplet de noyaux d’helium (triple a process). L’oxygène sera à son tour produit dans les mêmes conditions par fusion d’un de ces carbone avec un helium.

Fig.6b : Nucléosynthèse par fusion

http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu/hbase/astro/astfus.html#c2

Cette première synthèse s'est arrêtée là, au moment de l'expansion brutale de l'univers et de la chute de pression qui l'accompagne. Tous les autres éléments ont été fabriqués plus tard, au cours de nucléosynthèses secondaires dans des étoiles ; les éléments lourds impliquent des températures et un confinement que l'on trouve seulement dans des étoiles de type géantes rouges, voir lors de nova .

 

De manière extrêmement schématique, on peut dire que de l'Hélium au Fer, les éléments sont fabriqués par fusion (fig. 6b), sauf le triplet des éléments Li Be B dont la section efficace ne le permet pas, et qui de ce fait ne suivent pas la courbe des abondances. Au-delà du fer, les éléments lourds sont fabriqués par capture de neutron. Le noyau d'un atome lourd capture des neutrons (fig. 6c), ce processus étant facilité par l'absence de charges, jusqu'à fabriquer un isotope instable, qui donne un nouvel élément fils.

Fig.6c :  Nucléosynthèse par capture de neutron

http://zebu.uoregon.edu/~js/ast223/lectures/lec21.html

 Par ailleurs, les atomes lourds deviennent instables, ils sont sujets à des fissions, qui ont pour effet d'enrichir les éléments plus légers. Le fer est l'élément qui présente le noyau le plus stable, et il se trouve de ce fait surabondant par rapport à la courbe moyenne. Il en résulte que l'abondance du fer équivaut à celle du magnésium et du silicium.

2- Météorites et composition du Soleil

A travers ce schéma grossier de l'origine des éléments, on comprend mieux la triple nature des météorites :

·         Les météorites pierreuses achondrites présentent une composition dominée par le groupe O-Mg-Si-Al, qui est le premier groupe d'éléments abondants après le groupe des éléments très légers H-He et volatils. Cette sélection d'éléments va permettre de construire les phases silicatées de ces météorites

·         Les sidérites sont centrées sur le pic du Fe-Ni, qui vont constituer la base de tous les alliages de ces météorites et des sidérolithes

·         Les chondrites ont une composition quasi identique à celle du soleil, sauf pour les éléments volatils (fig. 6d), ce qui signifie que contrairement aux autres météorites, elles n'ont subi que fort peu de modifications par rapport à leur père, le Soleil

Fig. 6d : Abondances des éléments (en unités molaires) dans la photosphère solaire versus leur abondance dans la chondrite carbonée d’Orgueil (CI1).

L’alignement est quasi parfait sauf pour :

1)       les volatils H, C, N, O, et les gaz rares (non figurés) qui sont déprimés dans les chondrites (formées à un stade où les volatils ont déjà été différenciés) ;

2)       le Lithium qui est déprimé dans le Soleil par les réactions nucléaire.

Grand format : cliquer sur l’image http://elements.geoscienceworld.org/content/7/1/11/F3.expansion.html

 

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