terre_ronde

CHAPITRE 2

Les météorites

retour

Zone de Texte:
Yaari Toya, Météore, 2007
« meteor »

Zone de Texte: Fig.1a : Illustration de la chute de la météorite d’Ensiseim (Alsace) en 1492 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). 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 Zone de Texte: Fig.1c : Cratères météoritiques
a)
b) Chixculub « Crater », Golf du Mexique, Limite crétacé-Tertiaire, diamètre 180 km 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 Zone de Texte: Fig.1b : Cratères météoritiques

Meteor Crater, Arizona, diametre 1.2km, profondeur 200m 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). 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.

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, minéralogie et composition 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 1, 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 (Mg_0.8, Fe_0.2 = 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

illustration

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- Les chondrites :

Zone de Texte: Fig.2, 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) microphotographie

b) lame mince. 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 en quatre sous-groupes – CI (type chondrite d’Ivona), - CM (pour Mighéï), - CO (pour Ornans), et – CV (pour Vigarano).

La classification des chondrites est résumée dans le tableau 2.

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. Ils se sont formés par la condensation des poussières issues de la formation du soleil. Les chondrites contiennent toujours du Fer métal, ce qui les rend attirables par un aimant En outre, les chondrites peuvent contenir des sortes “ d’enclaves ” constituées de minéraux exotiques plus réfractaires encore, tels que des minéraux titanifères ou des aluminosilicates de calcium qui témoignent d’une température de formation très élevée, >1500°K.

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.

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%
	à Entastite	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

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 sur-representées 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) On distingue 3 groupes de sidérites :

a- les hexaédrites,

qui 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,

qui 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 micro-cristalline 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 taenite (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 (taenite + kamacite) dans lequel, à la température donnée (450°_C), il existe non plus un mais deux solides en équilibre, une kamacite plus une taenite, dont les compositions respectives sont celles des limites du domaine à 2 phases à la température considérée.

Zone de Texte: 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

Zone de Texte: Fig. 5c : Mesosidérite,Ca-Plagioclase (feldspath) en blanc

Zone de Texte: 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. 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).

on les divise 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. 5b). Leur nom vient du naturaliste Pallas qui, en 1775, trouva une «éponge de fer» en Sibérie.

Mésosiderites : Elles présentent un mélange de parties à peu près égales de métal (ferro-nickel) et de deux silicates (pyroxène et plagioclase Fig. 9c).

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- Aperçu de la composition des météorites

On observe qu’une forte proportion des météorites appartient aux 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 ce qui correspond tout à fait à la composition chimique du 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. Trois observations peuvent être faites à partir de ce diagramme :

1- globalement, les abondances des éléments décroissent avec leur masse atomique

2- 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.…)

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

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

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). 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. 6b), ce processus étant facilité par l'absence de charges, jusqu'à fabriquer un isotope instable, qui donne un nouvel élément fils. 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 :

1-• Les météorites pierreuses achondrites présentent une composition dominée par le groupe O-Mg-Si-Al, qui est le premier groupe d'éléme Zone de Texte: Fig. 6c : Abondances des éléments (en unités molaires) dans la photosphère solaire versus leur abondance dans la chondrite carbonée d’Orgueil (CI1). Les volatils H, C, N, O et les gaz rares (non figurés)sont déprimés dans les chondrites, et le Lithium est enrichi. nts 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

2- 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

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

haut

retour

début

précédent chapitre suivant

. ( WEB chp1) précédente page suivante (Météorites Différenciés)

plan