Outros modelos

Les seules données in-situ dont nous disposons aujourd’hui concernant l’altération

des astéroïdes sont des données spectrales : elle indiquent que ces astéroïdes, souvent

reliés aux chondrites carbonées (ex : Gaffey et al., 1993; Hiroi et al., 2001; Kanno, 2003;

Pieters et McFadden, 1994), présentent une certaine quantité de phyllosilicates à leur

surface (Vilas et Gaffey, 1989; Vilas, 1993, 1994). L’étude des météorites nous apporte

des renseignements complémentaires concernant les interactions fluide-roche sur ces

petits corps rocheux.

Toutes les météorites ne présentent pas de traces d’altération, et parmi celles qui

ont été altérées, toutes ne le sont pas dans les mêmes conditions ni de façon

homogène. Nous nous intéresserons ici plus particulièrement aux chondrites.

Les chondrites sont divisées en 3 sous-groupes : chondrites ordinaires, chondrites

carbonées et chondrites à enstatite. Les deux premiers contiennent la majorité des

échantillons retrouvés à la surface de la Terre. Le troisième sous-groupe est un peu

particulier et ne sera pas développé ici, de même que les chondrites K et R. La

classification des chondrites leur attribue un code sous la forme lettre(s)-chiffres, dans

lequel les lettres renvoient à la famille de chondrite (voir Figure 1.11 et encadré 3) et le

chiffre renvoie à leur type pétrographique, c’est-à-dire leur degré d’altération (de 3

pour la moins altérée à 1 pour la plus altérée) ou de métamorphisme (de 3 pour la

moins métamorphisée à 7 pour la plus métamorphisée).

La classification des météorites

Les météorites sont classées selon un certain nombre de critères : différenciées ou non,

degré d’altération ou de métamorphisme, caractéristiques pétrographiques… Il est ainsi

possible de proposer une classification simplifiée de ces météorites.

Les chondrites sont dites primitives car elles ont une composition chimique similaire à celle de

la nébuleuse solaire. Au contraire, les achondrites sont différenciées car leurs corps parent ont

subi des évènements thermiques ayant entrainé leur différenciation : les roches qui les

constituent n’ont plus une composition chondritique. Les achondrites primitives ont des

textures et autres caractéristiques de météorites différenciées, mais conservent une

composition chimique proche de celle des chondrites.

1 2 3 4 5 6 7

CI 100%

CM 7% 93%

CR 1% 97% 2% 1%

CV 0.5% 99.5%

CO 100%

CH 100%

CK 8% 41% 45% 5%

L/LL 34% 17% 22% 27%

H/L 28% 38% 10% 23%

H 5% 27% 43% 26% 0.1%

LL 6% 6% 53% 35% 0.4%

L 5% 9% 32% 54% 0.1%

K 100%

R 48% 32% 13% 7%

EH 76% 16% 4% 3% 1%

EL 19% 14% 5% 61% 1%

Figure 1.11 : Les différents types de chondrites (lignes) en fonction de leur type pétrographique (colonnes). J’ai réalisé

cette figure en considérant plus de 37500 chondrite de la base de données de la Meteoritical Society

(http://www.lpi.usra.edu/meteor/metbull.php).

Parmi ces chondrites carbonées il est possible d’observer un certain nombre de

minéraux secondaires, souvent les mêmes que ceux formés sur Terre. Ceux-ci sont

présentés dans le Tableau 1.1. Les premiers minéraux secondaires (liés à l’altération

aqueuse des météorites) qui ont été identifiés sont les argiles de la chondrite CI

Orgueil (Pisani, 1864).

De telles variations des produits d’altération observés dans les chondrites

suggèrent que les conditions d’altération pouvaient être très variables d’un groupe de

chondrites à l’autre. Les paramètres tels que le rapport eau/roche, la température, le

pH, la salinité et l’alcalinité du fluide peuvent beaucoup influencer la nature et

l’abondance des minéraux secondaires formés, en ayant notamment une influence non

négligeable sur les équilibres en solution (constantes de dissolution, constantes de

dissociation).

Tableau 1.1 : Marqueurs minéralogiques (minéraux secondaires) de l’altération des chondrites, simplifié d’après

Brearley (2006).

Chondrites CI CM CR CV CO Ordinaires

Silicates Serpentines

Saponite

Serpentines

Cronsteditite

Serpentines

Saponite

Serpentines

Saponite

Fayalite

Hedenbergite

Diopside

Wollastonite

Andradite

Kirschteinite

Nepheline

Sodalite

Serpentines Smectites

Carbonates Calcite

Dolomite

Breunnerite

Calcite

Dolomite

Sulfates Gypse

Epsomite

Thenardite

Sulfures Pyrrhotite Pyrrhotite

Pentlandite

Pyrrhotite

Pentlandite

Pyrrhotite

Pentlandite

Pyrrhotite

Pentlandite

Oxydes Magnetite

Ferrhydrite

Magnetite Magnetite

Ferrhydrite

Halogénures Halite

Sylvite

Autres Soufre natif Tochilinite

Parmi les chondrites carbonées, les CR sont celles qui présentent la gamme

d’altération la plus importante, allant des CR3 (les moins altérées) comme SAH 00182,

MET 00426 ou QUE 99177 aux CR1 (les plus altérées) comme GRO 95577 ou MIL

090292. Les moins altérées présentent encore des grains de métal (Fe-Ni) non-oxydé,

ou encore du verre (dans les chondres) non-altéré (Brearley, 2006). Mais l’altération

peut aller jusqu’à l’oxydation complète des nodules de Fe-Ni, au remplacement du

verre des chondres par une mésostase de phyllosilicates, à la formation de magnétites

framboïdales, de carbonates, sulfures, serpentines et saponites. C’est cette variabilité

qui a motivé en partie le présent travail : une étude menée par Quitté et al. (2010) a

révélé que la chondrite Renazzo (CR2) d’une part et les chondrites NWA 721 (CR2) et

NWA 801 (CR2) d’autre part présentent des âges

182

Hf-

182

W apparents très différents.

En effet, si les âges

182

Hf-

182

W apparents des chondrites NWA 721 (CR2) et NWA 801

(CR2) sont autour de ~5 Ma après les CAIs, l’âge apparent de Renazzo (CR2) est près de

~40 Ma plus jeune. Cet âge apparent de Renazzo n’est pas en accord avec d’autres

données radiochronologiques connues pour cet échantillon. Par exemple, Jilly et al.

(2013) ont montré que les carbonates de la chondrite de Renazzo se sont formés entre 2

et 10 Ma après les CAIs. Ces carbonates sont issus de l’altération aqueuse sur le corps

parent et ne peuvent donc pas être antérieurs à l’équilibration métal-silicate de

Renazzo.

Les auteurs (Quitté et al., 2010) ont proposé que cette perturbation du

chronomètre

¹⁸²

Hf-

¹⁸²

W soit liée à une intense altération subie par Renazzo sur son

corps parent. Cette altération est avérée : outre les carbonates mentionnés juste avant,

de nombreuses études se sont intéressés aux marqueurs de l’altération de la chondrite

Renazzo (CR2) et des CR en général (Abreu et Brearley, 2008; Brearley, 2006; Ichikawa

et Ikeda, 1995; Schrader et al., 2008; Weisberg et al., 1993; Zolensky et al., 1993).

Weisberg et al. (1993) ont observé que les chondres de Renazzo n’ont pas ou peu

préservé de mésostase vitreuse à cause d’une hydratation intense. Ils ont aussi noté des

assemblages minéraux (phyllosilicates et oxydes) typique d’échantillons très altérés.

Schrader et al. (2008) présentent notamment des assemblages d’oxydes, de sulfures et

de phosphates attribués à une altération aqueuse intense à basse température

(<200°C). L’altération aqueuse des CR est d’ailleurs reflétée par une diminution de la

quantité de fer de la matrice, la formation de magnétite framboïdale et le

développement de phyllosilicates (Abreu et Brearley, 2008). D’autres minéraux

secondaires ont été observés dans Renazzo et les CR altérées : des micro-grains de

sulfures (pentlandite, pyrrhotite) et des saponites et serpentines (Brearley, 2006;

Ichikawa et Ikeda, 1995; Zolensky et al., 1993). De plus, en considérant les

caractéristiques minéralogiques, pétrographiques et chimiques des chondrites CR,

Harju et al. (2014) ont proposé de classer Renazzo comme une CR2.4 là où la plupart

des CR sont classées CR2.8.

Choi et al. (2009) et Schrader et al. (2011, 2013) ont présenté des étude complètes

montrant le lien entre l’altération et la composition isotopique en oxygène (Figure

1.12). Le fluide d’altération pourrait être un matériel riche en isotopes lourds (

¹⁷

O et

18

O). Dans le diagramme à trois isotopes de l’oxygène, Renazzo apparaît parmi les

météorites dont la signature isotopique est la plus affectée par le fluide, elle serait donc

parmi les CR2 les plus altérées.

subdivisées en trois sous-groupes : les CV3 réduites (CV3red), les CV3 oxydées du

groupe d’Allende (CV3oxA) et les CV3 oxydées du groupe de Bali (CV3oxB), en allant des

moins altérées aux plus altérées. Les CV3red sont caractérisées par un rapport

Femetal/Femagnetite élevé et un rapport matrice/chondres « faible » (0,5-0,6) (Weisberg et

al., 2006). A l’opposé, les CV3ox ont un rapport Femetal/Femagnetite faible et un rapport

matrice/chondres plus élevé (0,6-1,2). De plus, les CV3oxB sont appauvries en

¹⁶

O et

présentent une importante quantité de phyllosilicates. Leur lithologie se rapproche

parfois beaucoup de celle des CV2 (Zolensky et al., 2008). Cette variabilité, associée à

leur abondance dans les collections, fait des CV3 un matériel de choix pour l’étude des

effets de l’altération sur les isotopes du W et le système Hf-W.

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