Généralités
Les études spectroscopiques des comètes ainsi que des IDPs et des micrométéorites ont montré la prédominance des silicates et des “CHON” dans la composition des particules in terplanétaires et cométaires (Hanner et Bradley, 2004). Cela a également été confirmé par les mesures in situ de l’analyseur de poussière cométaire et interstellaire à bord de la mission spatiale Stardust (Kissel et al., 2004)
En vue d’étudier l’interaction de la lumière avec les particules, il est nécessaire de connaître les indices optiques, m(A) = n(A) — iA:(A), de chaque matériau entrant dans la composition de ces grains en fonction de la longueur d’onde. Comme nous nous intéressons à la diffusion de la lumière qui s’effectue principalement dans le visible, nous prendrons des indices mesurés vers 550 nm, le maximum du spectre solaire.
Comme cela a déjà été évoqué dans notre description des matériaux constitutifs des par ticules interplanétaires, il est possible de trouver des inclusions de composés organiques dans les silicates, ou des inclusions de divers composés organiques dans les manteaux (Engrand et Maurette, 1998). Or l’indice complexe d’un mélange ne se calcule pas de façon linéaire, aussi déduire l’indice complexe d’un mélange de différents composés n’est-il pas évident.
Des approximations pour obtenir des règles de mixage pour des indices optiques ont été mises en oeuvre par Chylek et al. (2000) dans la théorie du milieu effectif (EMT, pour Effective Medium Theory). Par exemple, en utilisant la règle de mixage de Maxwell-Garnet (Bohren et Huffman, 1983), Kimura et al. (2003) ont trouvé un indice optique de (1,88 -f i0,47) pour représenter l’indice optique des grains con.stitutifs de particules observées dans la chevelure de la comète de Halley. Ces théories ont été reprises par Kolokolova et Gustafson (2001) pour caractériser des particules cométaires et les comparer à des résultats d’expériences micro-ondes
3.0
-Wavelength (^m)
Fig. 1.9 - Spectre à 0,93 UA de la comète C/1995 01 Hale-Bopp présentant 3 pics d’émission
attribués à la présence d’olivine amorphe et cristalline (ligne marron), de pyroxène amorphe (ligne en tirets pourpre) et d’ortho-pyroxène cristallin (ligne bleue) (Wooden et al., 1999)
Stardust sample 7-IO-9c-( 1-4) LICE forstcrite Inilk com|)osili(>ii of forsierite (.Tysliil
1^^
Fig. 1.10 - Image au microscope électronique d’une particule de la comète 81P/Wild 2 ramenée
sur Terre par la mission Stardust avec une analyse des éléments constitutifs des silicates. C’est une particule de forsterite riche en magnésium (crédit : NASA).
Les silicates
Des études spectroscopiques cométaires précises ont mis en évidence la présence à la fois des forsterites (Mg2ÿFe2-2î,Si04 à base d’olivine) et des enstatites (Mg^^Fei-^SiOa, à base de
1.2 Propriétés physiques des particules solides du système solaire 19
Fig. 1.11 - Images au microscope électronique de grains probablement constitués de silicates
entourant des grains de métaux, GEMS (Glass with Embedded Métal and Sulfides) pour des particules provenant de la comète 81P/Wild 2 et une particule IDP. La similarité des deux images est frappante (crédit : NASA).
pyroxène) dans leurs états cristallins et amorphes (voir figure 1.9). Les modèles de composition cométaires basés sur ces matériaux (Wooden et al., 1999; Hayward et al., 2000) ont montré une dominance des pyroxènes riches en magnésium (60% à 90%) avec une partie imaginaire de
l’indice entre 0,001 et 0,01 dans le visible, correspondant à un paramètre y entre 0,5 et 0,9.
Les études de particules IDPs fioconneuses chondritiques ont montré que le principal consti tuant des silicates était également le pyroxène (Bradley et al., 1992; Brownlee et al., 1999).
Les études des particules cométaires ramenées sur Terre par la mission Stardust montrent également la présence d’olivines riches en magnésium (voir figure 1.10) ainsi que des particules de silicates enrobant des matériaux métalliques ou sulfurés comme ceux que l’on peut retrouver dans les IDPs floconneuses (voir figure 1.11).
Des mesures en laboratoire (Dorschner et al., 1995) montrent que le pyroxène amorphe a un indice optique réel dans le visible de l’ordre de 1,6 et une partie imaginaire de son indice complexe très variable en fonction de la quantité de Mg et de Fe dont il est constitué comme présenté en figure 1.12. A partir des données présentées par Dorschner et al. (1995), une évo
lution semblable de l’indice optique des pyroxènes amorphes en fonction du paramètre y est
obtenue pour l’olivine. On peut également remarquer les 3^eux pics d’absorption à 10 p.m et à 20 p.m ainsi qu’une faible absorption dans la partie visible à proche infrarouge du spectre. Les
pyroxènes et olivine cristallins ont des indices optiques dans le visible similaires à ceux mesurés pour les matériaux amorphes avec une valeur de la partie imaginaire assez faible de l’ordre de 10“'*, comme indiqué par des mesures en laboratoire (Jâger et al., 1998; Lucey, 1998), et représenté en figure 1.13. Nous pourrons donc considérer que dans le domaine visible autour de 550 nm, les indices de silicates cristallins et amorphes sont quasi-identiques.
Des silicates se trouvent également dans les échantillons de micrométéorites mais sans la structure en petits grains qui caractérise certaines des IDPs, ce qui pourrait être dû à l’abrasion suite à l’entrée dans l’atmosphère ou des altérations ultérieures subies au sol (Jessberger et al., 2001).
Dans la suite de notre étude, nous prendrons comme première approximation de l’indice des silicates la valeur (1,62 -f i 0,003).
Les composés organiques “CHON”
Les composés organiques des particules sont des matériaux plus absorbants constitués d’élé ments plus légers qui ont pu être créés dans le cas des particules cométaires par l’irradiation des glaces et éléments légers qui se sont déposés sur les grains. Les constantes optiques du carbone
amorphe pur ont été étudiées et estimées de l’ordre de (1,88 + i 0, 71) à 550 nm (Edoh, 1983).
Les constantes optiques de graphite ont également été obtenues par des mesures en laboratoire et peuvent être estimées de l’ordre de (1, 71 -f i 0,1) (Papoular et al., 1993). Toutefois l’absorp tion des composés organiques dépend de la quantité de carbone entrant dans la composition du composé, ainsi que de l’altération du manteau de glaces et d’organiques par les rayonnements interstellaires (.Jenniskens, 1993).
En figure 1.14 différentes courbes d’indice superposées montrent que plus le matériau orga nique est altéré et plus il absorbe le rayonnement visible et proche infrarouge (Li et Greenberg, 1997). C’est l’apparition de «yellow to brown stuff» lors de l’irradiation UV de glaces (H2O, CO, CH4, NH3) déposées dans des proportions représentatives du milieu interstellaire au cours des expériences de laboratoire (voir par exemple, Jenniskens, 1993) ou d’expérience embarquées à bord de satellites (voir par exemple, Greenberg et al., 1995). Dans le visible les valeurs des constantes optiques sont assez mal déterminées. Aux alentours de 550 nm, les valeurs de la partie réelle de l’indice optique sont entre 1,6 et 2 et la partie imaginaire de l’indice se trouve entre 0,1 et 0,4. Afin de rendre compte des différentes absorptions possibles, on pourra donc considérer que le paramètre imaginaire des composés organiques peut varier entre 0,1 et 0,4 (comme mesuré en laboratoire par Jenniskens (1993).
En se basant également sur le travail de simulation expérimentale micro-ondes de Zerull et al. (1993), nous utiliserons l’indice (1,88 -f- iO, 1) pour simuler les organiques des particules cométaires constituées de grains agrégés recouverts de matériaux absorbants similaires aux
1.2 Propriétés physiques des particules solides du système solaire 21
1*—■ ' ■ —■ ■' ■ —... ... ...
0.1 1 10 100 1000
waveUngBi Qiw)
Fig. 1.12 - Partie réelle et imaginaire de l’indice optique de la forsterite amorphe Mgj^Fei_j^Si03
en fonction de la longueur d’onde. Les différentes courbes correspondent à des paramètres y
différents dans la composition de la molécule. (Dorschner et al., 1995).
organiques réfractaires de Li et Greenberg (1997).
La minéralogie de ces matériaux organiques complexes restent encore mal connue et les résultats d’expériences d’irradiation à bord de satellites les décrivent comme des “hydrogenated amorphous carbon” (HAC) ou des “quenched carbonaceous condensate” (QCC) (Greenberg et al., 1995). Il est également possible que des hydrocarbures polycycliques aromatiques (PAH) aient été découverts dans des micrométéorites carbonées (Clemett et al., 1998).
Les glaces
Les particules cométaires sont très probablement recouvertes d’une couche de glaces, prin cipalement constituée de molécules d’eau (Ehrenfreund et al., 2003; Sunshine et al., 2006).
X (»im)
Fig. 1.13 - Partie réelle et imaginaire de l’indice optique de l’enstatite cristalline Mg2ÿFe22ÿSi04
en fonction de la longueur d’onde. Les différentes courbes correspondent aux différents axes du cristal (Jâger et al., 1998).
L’indice de la glace d’eau cristalline vaut rrigiace = IjSl dans le domaine visible, la partie
imaginaire de l’indice étant négligeable k ~ 10“^ (Warren, 1984). Cependant les conditions
de condensation de l’eau en milieu interstellaire avec des températures très faibles et de basses pressions produisent en fait des glaces amorphes dont les propriétés peuvent être très différentes de ce qui peut être observé dans les conditions terrestres.
1.2 Propriétés physiques des particules solides du système solaire 23
Fig. 1.14 - Constantes optiques m(A) = m'(A) + im"(A) des organiques réfractaires (traits
pleins). En traits pointillés et en tirets sont respectivement représentés des résultats obtenus sur des compoés organiques altérés faiblement, et plus fortement, mesurés par Jenniskens (1993) (Li et Greenberg, 1997). La partie imaginaire de l’indice optique peu contrainte dans le visible est simulée par une droite.
les conditions du milieu interstellaire pour en déterminer les propriétés d’adsorption et de dé- sorption montrent que les indices de réfraction de la glace amorphe dépendent de sa température de condensation, du taux de condensation et de l’angle de déposition de la couche de glace. Ces expériences ont montré que l’absorption de ces glaces était négligeable à 632,8 nm (Dohnâlek et ah, 2003) comme à 435,8 nm (Westley et ah, 1998). Nous considérons donc la couche de glace comme non-absorbante. Par ailleurs ces expériences ont aussi déterminé l’indice réel qui diffère
assez peu de l’indice de la glace cristalline : n = 1,285 ±0,01 à 632,8 nm avec un angle de
déposition de 0° (Dohnâlek et ah, 2003) et n G [1,28 : 1,3] à 435,8 nm (Westley et ah, 1998). Ces mesures faites en laboratoire confirment donc la validité d’un indice optique de la glace avec une partie imaginaire nulle et une partie réelle proche de 1,3.