Les météorites
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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). 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
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).
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 (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 |
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).
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
Tableau
2, classification des
chondrites
Chondrites |
classification en fonction de leur minéralogie et de leur
teneur en métal |
||
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 |
||
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 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
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
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.
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 :
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.
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 (
Suivons maintenant
le refroidissement du solide de composition définie X :
1 - A
2 - A
3 - A
4 - A
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 ( Four Corners ( |
Toluca (Mexique) Guin (USA) |
|
IC, Fe-Ni |
|
|
|
|
|
Winburg (Afr du S) |
Bendego (Brésil) Arispe (Mexique) |
|
II AB, Fe-Ni-Cr |
Braunau (Tchequie) Uwet (Nigeria) |
|
|
|
|
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Sikhote Alin (Russie) Lake Murray (USA) |
IIC, Fe-Ni |
|
|
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Unter Massing (Allemagne) |
|
|
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II D, Fe-Ni |
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Carbo (Mexique) |
|
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II E, Fe-Ni-Silicates |
|
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|
Mont Dieu (Mexique) Watson (Australie) |
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Miles (Australie) Weekeroo (Australie) |
|
II F, Fe-Ni |
|
|
Kofa (USA) |
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III AB, Fe-Ni Troïlite Phosphores |
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|
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Henbury Sacramento
(USA) |
|
|
III CD, Fe-Ni Carbiures |
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Mundrabilla (Australie) Watson (Mexique) Nantan (Chine) |
|
|
III E, Fe-Ni Carbures Graphite |
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|
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Willow Creek ( |
|
III F, Fe-Ni |
|
|
|
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|
St Genevieve ( |
|
IV A, Fe-Ni |
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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.
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 |
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
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
4-
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.
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'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
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
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