MÉTÉORITES

MÉTÉORITES

Les météorites sont des objets naturels venant de l’espace et atteignant la Terre. Bien qu’elles aient été signalées dès l’Antiquité, la première des chutes de pierres bien observée, et dont il existe encore des échantillons, est celle qui est survenue le 16 novembre 1492, à Ensisheim en Alsace, mais l’origine extraterrestre des météorites n’a été acceptée par la communauté scientifique qu’en 1803 après l’averse de pierres de L’Aigle (Orne), où l’Académie des sciences délégua une commission d’enquête dirigée par Jean-Baptiste Biot.

L’étude des météorites présente un grand intérêt: jusqu’au vol Apollo-11, on ne connaissait pas d’autre matériau extraterrestre. Il existe dans le monde environ quarante tonnes de matériau provenant de chutes observées, une quantité très supérieure provenant d’échantillons ramassés sur Terre mais dont on ne connaît pas les circonstances de chute; tous les ans, on recueille en moyenne les produits de quatre chutes nouvelles. Ces météorites semblent toutes très anciennes: elles se seraient formées il y a 4,55 milliards d’années (échantillons terrestres les plus anciens: 3,6 milliards d’années; lunaires: 4,3 milliards d’années), et certaines ont peu évolué depuis cette époque reculée, apportant des données précieuses sur la composition du système solaire dans ses parties condensées. Malgré une histoire déjà compliquée, elles ont subi des transformations bien moins poussées que les roches terrestres soumises à plusieurs cycles sédimentaires et métamorphiques successifs.

Les pierres recueillies, relativement petites (de quelques centimètres cubes à un mètre cube pour la plupart), ont été extraites de leurs corps parentaux, probablement par des chocs, il y a plusieurs millions d’années; depuis lors, elles ont été irradiées par le flux primaire du rayonnement cosmique galactique et forment ainsi de véritables «sondes spatiales».

1. Circonstances de chutes

Trajectoires

À leur arrivée dans l’atmosphère, les météorites s’échauffent en surface par frottement et ionisent l’air à leur passage, provoquant ainsi une traînée lumineuse. Le phénomène lumineux devient plus important à mesure que l’objet se rapproche; il est accompagné d’un phénomène sonore qui peut ressembler à un coup de canon, et qui est lié à l’onde de choc formée à l’avant de la météorite. Cette onde de choc peut provoquer la rupture de la pierre en plusieurs morceaux, parfois en un très grand nombre (l’averse de Pu face="EU Caron" ゥtusk en Pologne, en 1868, est estimée à cent mille morceaux, et 218 kg de pierres ont été recueillis). Les trajectoires de certaines météorites – Pribram (avr. 1959), Lost City (janv. 1970), Innisfree (févr. 1977)... – sont connues, car leur traînée lumineuse a été photographiée par au moins deux caméras, ce qui a permis de calculer leur orbite. Celles-ci sont elliptiques et les aphélies convergent dans la ceinture des astéroïdes à 4,1, 2,3 et 2,76 unités astronomiques. Les meilleures observations visuelles de chutes s’accordent aussi avec ces éléments orbitaux. Toutefois, certains auteurs n’éliminent pas l’hypothèse d’une origine lunaire ou martienne pour quelques achondrites, d’une origine cométaire pour les météorites carbonées (ainsi que pour beaucoup de météores ou étoiles filantes). Ces étoiles filantes sont des fragments de matière interplanétaire qui traversent l’atmosphère en se consumant entièrement. Les études photographiques ont montré que ces objets, dont la masse est fréquemment inférieure au gramme, ont le plus souvent une densité beaucoup plus faible que celle des météorites pierreuses.

Cratères

On estime la vitesse d’entrée des météorites dans l’atmosphère à une ou deux dizaines de kilomètres par seconde; la résistance de l’air freine les météorites, qui atteignent le sol avec une vitesse plus faible; aussi les petites météorites ne laissent-elles pas une trace profonde dans le sol. Mais les très grosses météorites sont capables, en percutant la Terre, de creuser des cratères de grandes dimensions. Les phénomènes d’érosion modifient relativement vite les reliefs terrestres, de sorte que les cratères d’impact sont plus difficiles à reconnaître sur la Terre que sur la Lune. En dehors de leur forme en dépression circulaire, on reconnaît les structures d’impact au caractère fortement choqué des roches ayant reçu de tels projectiles. Le premier cratère d’impact reconnu est le cratère Barringer (Meteor Crater) de l’Arizona, découvert en 1871 et reconnu comme tel en 1905 par Daniel Moreau Barringer; il a un diamètre de 1 200 m et une profondeur de 150 m, et la météorite, dite de Canyon Diablo, dont la chute lui a donné naissance, il y a 50 000 ans, devait peser près de deux millions de tonnes.

Sachant que les cratères lunaires sont presque tous des cratères d’impact et que la Terre et la Lune ont eu au début une histoire similaire, la recherche des cicatrices de cratères sur Terre a été fortement stimulée et facilitée l’étude des images prises à partir de stations orbitales, de navettes ou de satellites de télédétection. On soupçonne maintes dépressions sur les boucliers continentaux d’en être des vestiges. En 1994, près de quatre-vingts cratères météoritiques sur Terre étaient plus ou moins bien identifiés grâce à l’étude des roches choquées et parfois de matériel météoritique retrouvé sur place.

En France, la présence de roches fortement choquées et de brèches près de Rochechouart (Limousin) a permis de mettre en évidence la chute d’une grosse météorite tombée il y a environ 160 millions d’années.

Le dosage des éléments chimiques présents en traces dans ces roches montre des teneurs anormales comparativement à celles de la croûte terrestre – notamment pour les éléments de la famille du platine, comme l’iridium – et permet d’émettre des hypothèses sur la nature de la météorite tombée.

En 1980, la découverte de concentrations d’iridium de 20 à 160 fois supérieures aux doses normales – en dehors de tout cratère – dans une mince couche de sédiments marins datés de la limite Crétacé-Tertiaire (65 millions d’années), et cela en des régions aussi éloignées l’une de l’autre que l’Italie, le Danemark ou la Nouvelle-Zélande, a fait supposer la chute d’une énorme météorite. Celle-ci aurait tellement bouleversé les conditions climatiques de notre planète que certains chercheurs envisagent même qu’elle aurait provoqué, entre autres, la disparition des reptiles géants et des dinosaures. Ces modifications si importantes avaient conduit les géologues du XIX^e siècle à y placer la limite entre les ères secondaire et tertiaire.

Dimensions, abondance

La plus grosse météorite connue est une masse de ferro-nickel de soixante tonnes trouvée en 1920, près de Hoba (Sud-Ouest africain), et laissée sur place. Les plus petites pèsent moins d’un gramme, et on les trouve lors de leur recherche dans les sites d’averses météoritiques importantes. Il est évident que beaucoup de ces petits objets passent inaperçus. La Terre reçoit une quantité annuelle de poussières extraterrestres évaluée entre trente tonnes (estimation fondée sur les sphérules météoritiques recueillies dans les sédiments océaniques) et dix mille ou cent mille tonnes (mesures par stations orbitales ou satellites après correction).

Les statistiques montrent des variations de chute saisonnières et diurnes: on observe un maximum, d’une part, au début du printemps dans chaque hémisphère, d’autre part, dans l’après-midi de la journée.

La distribution géographique des météorites recueillies dépend de facteurs qui leur sont totalement étrangers, mais sont surtout en rapport avec les facilités d’observation telles que la densité de la population et la nudité du sol. On a trouvé presque uniquement des fers dans les régions montagneuses, les pierres se confondant avec les roches environnantes. Dans l’Ancien Continent, où le travail du fer est connu depuis la Préhistoire, beaucoup de fers météoriques ont dû servir à la fabrication d’outils. En Amérique et en Australie, en revanche, ils ont été préservés. En 1969, une expédition glaciologique japonaise trouva fortuitement sur l’Antarctique neuf échantillons de météorites. À partir de 1973, des campagnes de prospection y furent menées systématiquement à chaque été polaire par les Japonais ou par des missions conjointes avec les Américains. Jusqu’en 1984, plus de 4 700 échantillons ont été ramassés sur les monts Yamato et près de 1 800 en terre Victoria. Au total, environ 6 500 fragments ont pu être recueillis, augmentant à peu près de moitié le nombre de météorites connues dans le monde à ce jour. En 1981, on n’avait pas encore vraiment compris le mécanisme d’accumulation des météorites sur les glaciers; cette année-là, une expédition polaire située au Canada échoua dans ses recherches alors qu’elle pensait avoir choisi une zone de prospection favorable. Mais, depuis lors, ce mécanisme d’accumulation a été compris et d’importants progrès ont pu être réalisés.

2. Classification

On classe les météorites d’après les proportions métal-silicates en trois grands groupes (tabl. 1): les pierres, les fers et les lithosidérites (ayant environ autant de métal que de silicates).

Jusqu’en 1969, les tectites, masses vitreuses riches en Si², FeO, MgO et CaO et qui présentent souvent une morphologie attribuée à une traversée de l’atmosphère à grande vitesse, étaient considérées comme pouvant avoir une origine extraterrestre, et résultant de l’éjection de matière à la suite d’impacts de météorites sur la surface de la Lune. Depuis les missions Apollo, l’étude des rapports isotopiques du strontium a montré que les tectites sont des verres d’origine terrestre, produits par impacts de bolides sur la surface de la Terre ^{[cf. TECTITES]}. Des statistiques plus détaillées que celles qui sont données dans le tableau 1 ne seraient pas représentatives; ainsi, parmi les pierres, certaines chondrites carbonées sont très friables et disparaissent probablement par volatilisation dans l’atmosphère; d’autre part, un groupe de chondrites était représenté jusqu’en 1968 par onze pierres totalisant 360 kg. À elle seule, la pluie de pierres de Allende, au Mexique, a fourni jusqu’ici de deux à trois tonnes d’échantillons de la même catégorie.

L’apport des météorites de l’Antarctique (qui ne sont pas encore toutes étudiées en détail) ne semble pas modifier profondément les pourcentages du tableau. Toutefois, quelques échantillons exceptionnels ont été recueillis. Deux d’entre eux – dont le plus gros ne mesure que 3 centimètres de diamètre et ne pèse que 31 grammes – sont très probablement des débris de roches lunaires qui auraient eu bien peu de chance d’être trouvés s’ils étaient tombés ailleurs.

À l’intérieur de chacun des grands groupes qui viennent d’être définis, les météorites sont classées d’après leur texture, leur composition chimique, leur degré d’oxydoréduction et, par conséquent, leur composition minéralogique. Cette classification est également compatible avec celle qui est fondée sur les proportions relatives des isotopes 16, 17 et 18 de l’oxygène; certaines catégories présentent des enrichissements ou des appauvrissements en l’isotope ¹⁶O par rapport aux proportions trouvées dans les roches terrestres et lunaires (cf. chap. 5, L’oxygène ).

Les pierres

Les pierres sont de formes variées, avec des arêtes émoussées. On en trouve dans toute la gamme des gris (une ancienne classification distinguait les chondrites noires, grises et blanches), et elles sont recouvertes d’une fine pellicule vitrifiée noire, formée lors de leur traversée de l’atmosphère.

Plus de 90 p. 100 des pierres ont une texture particulière: elles sont formées de chondres – d’où leur nom de chondrites – et de grains métalliques. Les chondres sont des sphérules de quelques dizaines de micromètres à quelques millimètres de diamètre, sur l’origine desquelles les opinions les plus variées subsistent: condensat primaire, condensat provoqué par des décharges électriques dans la nébuleuse primitive, refusion de matériel cristallisé à l’occasion de phénomènes volcaniques ou de chocs entre des corps célestes. Il s’agit, en tout cas, de gouttes silicatées qui ont été partiellement ou totalement fondues et qui ont cristallisé lors d’un refroidissement plus ou moins rapide.

On trouve, parmi les chondrites, tous les intermédiaires entre les pierres formées presque uniquement de l’accumulation de chondres et de leurs débris et les pierres où la texture des chondres est presque effacée. Les avis sont partagés sur le processus qui a conduit à cet effacement: accumulation à chaud et cristallisation lente au cours du refroidissement, ou réchauffement et recristallisation succédant à une accumulation à froid (métamorphisme thermique).

Moins de 10 p. 100 des pierres ne contiennent pas de chondres et son appelées pour cette raison «achondrites». Elles sont très pauvres en métal. Contrairement aux chondrites, ce sont des roches qui ont subi une différenciation magmatique. Certaines – les eucrites – ont la même texture que les dolérites terrestres ^{[cf. ANDÉSITES ET BASALTES]}, avec une composition minéralogique voisine, et se rapprochent aussi de certains gabbros lunaires.

Les chondrites

Composition chimique

La composition chimique des chondrites a une grande importance, car on considère que les abondances des éléments (sauf les plus volatils) sont les mêmes que celles de la matière solaire, connues par spectrographie. Mais la précision des données spectrographiques sur le Soleil n’est pas suffisante pour permettre de déterminer quelle est la catégorie de chondrites la plus représentative.

Il était difficile de réaliser de bonnes analyses chimiques de météorites, et on a longtemps cru que la différence essentielle entre les chondrites était seulement due à l’état d’oxydation du fer, et que, par conséquent, elles pouvaient toutes provenir d’un matériau initial commun ayant atteint des degrés différents de réduction. Cependant, les analyses plus précises dont on dispose maintenant permettent de déceler d’autres variations entre les différentes classes.

Le milieu de cristallisation de toutes les météorites est très réducteur, de sorte que le fer se trouve partiellement à l’état métallique. Dans toutes les chondrites:

En plus des variations de leur degré d’oxydation, les différentes classes se distinguent par leurs teneurs en magnésium, aluminium et calcium, mesurées par rapport au silicium. Parmi les éléments en traces, les plus volatils sont plus abondants dans les météorites carbonées.

Composition minéralogique

On connaît une soixantaine d’espèces minérales cristallisant dans les météorites, dont beaucoup sont des curiosités minéralogiques inconnues dans les roches terrestres, beaucoup plus oxydées. Mis à part les météorites carbonées, toutes ces espèces sont anhydres. Les minéraux les plus abondants dans les météorites sont reportés dans le tableau 2.

Classification

– Les chondrites à enstatite se sont formées dans un milieu si réducteur que presque tout le fer se trouve à l’état métallique ou sulfuré. Le pyroxène (enstatite) en contient à peine; l’olivine est rare; la kamacite contient du silicium. Des minéraux très particuliers (sulfures, nitrures, phosphures, etc.) apparaissent.

– Les chondrites ordinaires , comme leur nom l’indique, sont les plus abondantes. Elles comprennent les chondrites à bronzite et à hypersthène, appelées maintenant chondrites H et L. H signifie forte teneur en fer total (high ) et L, faible teneur (low ). On a subdivisé la classe L et on en a séparé les LL (faible teneur à la fois en fer total et en fer métallique). Sur un diagramme qui porte en abscisse les teneurs en fer oxydé, en ordonnée les teneurs en fer des phases métalliques et sulfurée, les différentes classes de chondrites se répartissent en groupes nets (fig. 1).

L’olivine et le pyroxène de la plupart de ces chondrites (où la texture chondritique est partiellement effacée) ont une composition constante pour chaque pierre. Mais il existe quelques pierres riches en chondres où l’olivine et le pyroxène ont une composition variable de grain à grain ou dans un même cristal, qui est alors zoné. On dit que ces pierres «ne sont pas équilibrées», et certains pensent que ce sont des types non métamorphiques, les types les plus homogènes étant, eux, très métamorphiques.

– Les chondrites carbonées , pourtant assez rares, servent de référence pour les abondances cosmiques de nombreux éléments. Malgré leur complexité et bien qu’elles aient une déficience surtout en hydrogène et en hélium, leurs abondances élémentaires sont très voisines des abondances solaires. Dans ces météorites ont été décelées les premières anomalies isotopiques (cf. Composition isotopique des météorites ).

Les chondrites carbonées du groupe C I ne comportent que cinq spécimens, dont deux sont tombés en France (Orgueil et Alais). Ces chondrites très particulières contiennent 20,1 p. 100 d’eau et 3,5 p. 100 de carbone; une partie du soufre serait libre; elles sont constituées essentiellement de silicates hydratés phylliteux, de magnétite et de troïlite; on y rencontre aussi des sulfates hydratés (de magnésium et de calcium), des carbonates (de calcium, de magnésium et de fer), enfin des corps organiques: acides gras, porphyrines, hydrocarbures. Ceux-ci ont été étudiés avec beaucoup de soin, certains ayant cru trouver des micro-organismes dans la météorite d’Orgueil. Mais tous les corps organiques identifiés peuvent avoir une origine abiotique ou proviennent de contamination terrestre. On ne voit pas de chondres dans ces météorites, et leur classification parmi les chondrites vient essentiellement du fait que dans le groupe C II ces mêmes minéraux hydratés, formés à basse température, sont associés à des chondres.

Les chondrites carbonées du groupe C II sont plus nombreuses. Elles contiennent 13,3 p. 100 d’eau et 2,5 p. 100 de carbone en moyenne. Les chondres et débris cristallins d’olivine et de pyroxène (à composition variable), formés à haute température, sont inclus dans une matrice de même nature que le matériau des chondrites du groupe C I.

Le groupe C III comprend une douzaine de chondrites qui contiennent moins de 1 p. 100 d’eau et environ 0,5 p. 100 de carbone; ce dernier pourcentage ne justifie pas le terme de chondrite carbonée, car certaines chondrites ordinaires, non équilibrées, en contiennent autant. Cependant, elles ressemblent aux échantillons du groupe C II par la juxtaposition de phases de haute température bien cristallisées et par leur matrice microcristalline formée surtout ici d’olivine ferreuse. Les phases de haute température comprennent des matériaux encore plus réfractaires que les chondres à olivine et pyroxène, et forment des agrégats blancs, parfois centimétriques, parmi lesquels on rencontre entre autres: spinelle Mg A1²⁴, hibonite Ca (Al, Ti)¹²¹⁹, mélilite Ca²(Al²-Mg Si)Si⁷, anorthite Ca Al²Si²⁸, un pyroxène très alumineux et titanifère particulier, de la perovskite Ca Ti³, et des grains micrométriques des métaux du groupe des platinoïdes.

Les achondrites

Moins de 10 p. 100 des pierres sont des achondrites. Très pauvres en métal, ce sont probablement des produits de fusion avec différenciation magmatique dans la plupart des cas.

Leur mode de cristallisation est donc totalement différent de celui des chondrites. Elles se distinguent chimiquement surtout par leur teneur en calcium. Parmi celles qui en contiennent peu, on distingue les aubrites , (formées essentiellement d’enstatite, originaires comme les chondrites à enstatite d’un milieu très réducteur), les diogénites (très riches en bronzite, ainsi nommées en l’honneur d’un philosophe grec croyant à l’origine extraterrestre des météorites) et les ureilites . Ces dernières pierres, à olivine et pigeonite, contiennent environ 2 p. 100 de carbone qui se présente souvent sous la forme de graphite et de diamant; elles auraient subi un choc intense provoquant la transformation d’une partie du graphite en diamant. Quant aux achondrites calciques, elles sont représentées par les eucrites et les howardites . Les eucrites sont des basaltes à pyroxène et feldspath calcique, très voisins de certains basaltes lunaires. Les howardites sont des brèches hétérogènes composées principalement de débris d’eucrites et de diogénites en proportions variables avec une faible composante de roches à olivine (dunites, pyroxénites à olivine) et peuvent être comparées aux brèches régolithiques lunaires, mais sans anorthosite et avec beaucoup moins ou pas du tout de matériel choqué et de verre. Les cinq fragments de brèche lunaire trouvés parmi les météorites de l’Antarctique ont pu être distingués des howardites par leurs caractéristiques minéralogiques propres; ce diagnostic a été confirmé par d’autres critères.

Quelques météorites atypiques se rencontrent parmi les achondrites, comme les shergottites (quatre échantillons de basaltes très choqués, à pyroxène et feldspath sodi-calcique), les nakhlites (à diopside et olivine) et la dunite de Chassigny (principalement à olivine). Ces météorites ont une signature isotopique pour l’oxygène différente de celle des autres achondrites. Ayant cristallisé «récemment» (face=F0019 諒 1,3 milliard d’années) et présentant parmi leurs éléments-traces des terres rares fractionnées, elles semblent s’être formées à partir d’un corps parental important et actif, que d’aucuns supposent être la planète Mars, en s’appuyant sur des analogies de composition de gaz rares et de rapports isotopiques de l’azote; mais, contrairement aux échantillons d’origine lunaire, aucune certitude ne peut encore exister sans échantillons de comparaison.

Les lithosidérites

Une centaine de météorites appartenant au groupe des lithosidérites – douze seulement correspondant à des chutes observées – se répartissent en deux classes (sauf celles de Steinbach et Lodran):

– les pallasites , formées de monocristaux d’olivine qu’englobe un alliage de ferro-nickel présentant la texture de Widmannstätten (cf. Les fers );

– les mésosidérites , souvent bréchiques, formées de morceaux silicatés achondritiques (à pyroxène, anorthite, olivine principalement) et de ferro-nickel, en proportions égales.

Les fers

Les plus grandes météorites sont des fers; on n’avait toutefois observé, jusqu’en 1977, que quarante-neuf sur six cent quatre-vingt-quatre chutes de fers, la plus importante étant celle de Sikhote-Alin en Sibérie (vingt-trois tonnes; chute en 1947);

La classification des fers, initialement fondée sur leur texture, a été par la suite reliée à leur composition chimique, notamment aux éléments-traces gallium et germanium qui sont remarquablement groupés en teneurs bien définies et non continues. Beaucoup de fers contiennent des nodules formés de troïlite, graphite, schreibersite (Fe, Ni, Co)³P, cohénite Fe³C, sphalérite ZnS, quelquefois de silicates; les analyses chimiques ont été faites en évitant ces inclusions.

Les hexaédrites contiennent de 4 à 6 p. 100 de nickel. Elles sont donc formées essentiellement de kamacite 見FeNi, qui cristallise en cubes (= hexaèdres).

Les octaédrites contiennent de 6 à 8 p. 100 de nickel. Ce sont les plus nombreuses. Elles sont formées de kamacite et de taenite, minéraux que l’on peut mettre en évidence par une légère attaque de surface polie; on voit alors quatre systèmes de bandes de kamacite, développées parallèlement aux faces de l’octaèdre et bordées par de la taenite. Des espaces assez larges entre bandes sont souvent remplis d’association microcristalline de kamacite-taenite, appelée «plessite». Cette texture particulière s’appelle figure de Widmannstätten et s’explique bien par l’étude du refroidissement du système Fe-Ni; les phénomènes d’exsolution qui se produisent peuvent être étudiés en détail à l’aide d’une microsonde électronique (fig. 2), et on a pu calculer les vitesses de refroidissement probables de ces météorites dans leur corps parental: on a trouvé de 0,4 ⁰C à 500 ⁰C par million d’années, suivant la largeur des bandes et les teneurs en nickel. Cela impliquerait des refroidissements au centre de corps de l’ordre de 25 à 300 km de rayon.

Les ataxites n’ont pas de texture visible à l’œil nu (d’où leur nom) et sont surtout formées de plessite. Peu nombreuses, elles contiennent plus de 13 p. 100 de nickel. On sépare de ce groupe quelques ataxites pauvres en nickel, qui sont des hexaédrites réchauffées par un processus de métamorphisme.

3. Origine des météorites

Les météorites seraient des témoins peu différenciés du matériau qui compose le système solaire, le matériau le plus primitif étant sans doute peu différent de celui des météorites carbonées. Les modalités de l’accrétion de ce matériau sont encore très mal définies.

Les variations chimiques entre les différentes catégories de pierres font penser:

– que la nébuleuse solaire pourrait avoir subi une certaine différenciation chimique avant l’accumulation des corps parentaux des météorites;

– que ces corps parentaux auraient pu s’accumuler en des régions plus ou moins éloignées du centre, ce qui expliquerait les différences dans le degré de réduction qui a été atteint;

– que les météorites proviendraient de plusieurs objets et non d’un seul. Le degré d’effacement partiel de la texture chondritique est incompatible avec un recuit à haute température au cœur d’un objet de grande dimension. Les fers météoritiques feraient partie d’objets ne dépassant pas quelques dizaines de kilomètres de rayon; par comparaison, notons que l’astéroïde le plus grand, Cérès, a un rayon de 466 km.

Ces objets graviteraient, pour la plupart, entre Mars et Jupiter. Expulsés de leur corps parental, lors d’une collision, les fragments seraient alors déviés, et leur nouvelle trajectoire croiserait celle de la Terre.

4. Datations et histoires des météorites

Les météorites (à l’exception des objets S.N.C., cf. Datations des achondrites ) constituent les systèmes clos les plus anciens de matériau solaire condensé. C’est à C. Patterson que revient le mérite d’avoir réussi en 1956 – à partir d’hypothèses, couramment acceptées aujourd’hui, mais qui n’étaient pas évidentes à l’époque – les premières datations de météorites à partir de la chronométrie «au plomb ». Le résultat obtenu, (4,55 梁 0,07)10⁹ ans en utilisant les anciennes valeurs des constantes radioactives et 4,49 憐 10⁹ ans avec les nouvelles constantes, n’est pas très éloigné (à 1,5 p. 100 près) de la meilleure valeur admise aujourd’hui, (4,559 梁 0,004)10⁹ ans, obtenue en 1981 par J. H. Chen et G. J. Wasserburg à partir des inclusions réfractaires de la chondrite Allende. Les événements de l’histoire de ces objets primitifs peuvent être datés par les différentes méthodes radiochronologiques. Ces méthodes utilisent l’analyse des spectres de masse ^{[cf. GÉOCHRONOLOGIE]}. On définit communément les datations suivantes:

– les âges absolus datent la solidification, la dernière différenciation chimique et le refroidissement (condition de système clos) des matériaux météoritiques;

– les âges d’exposition au rayonnement cosmique mesurent, par convention, l’intervalle de temps qui sépare l’instant où une météorite est extraite d’un corps parental, probablement à la suite d’un choc, jusqu’à sa capture et à sa chute sur Terre;

– les âges terrestres définissent le temps de résidence à la surface terrestre des météorites dont la chute n’a pu être observée;

– les intervalles de formation définissent l’intervalle de temps ( t ) entre, d’une part, la séparation et l’isolement de la nébuleuse protosolaire du milieu galactique nourricier, d’autre part, le moment où les météorites se constituent en système clos et sont assez refroidies pour retenir dans leurs phases minérales certains isotopes, produits de filiation de radionucléides à vie courte, aujourd’hui éteints.

Âges absolus

Comme dans le cas des roches terrestres ignées, on utilise des nucléides radioactifs de longue période (tabl. 3). Les filiations ²³⁸U-²⁰⁶Pb, ²³⁵U-²⁰⁷Pb, ²³²Th-²⁰⁸Pb, ⁸⁷Rb-⁸⁷Sr et ⁴⁰K-⁴⁰Ar sont le plus souvent utilisées, ainsi que le rapport des isotopes radiogéniques ²⁰⁷Pb²⁰⁶Pb qui évolue avec le temps. Deux nouveaux couples père-fils sont aussi employés dans le cas des météorites: ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd et ¹⁸⁷Re-¹⁸⁷Os. La rétention de l’hélium 4 radiogénique, produit par les décroissances des séries du thorium et de l’uranium, constitue aussi un indicateur chronométrique. Quand l’isotope stable résultant de la filiation radioactive est un gaz (⁴⁰Ar, ⁴He), l’âge mesuré peut ne pas dater les mêmes événements que les chronométries dont les produits de filiation ne sont pas gazeux. En effet, la datation dépendra des pertes de gaz par diffusion qui peuvent être dues à différentes causes telles que: le taux de refroidissement de l’astéroïde parental; la profondeur d’enfouissement de l’objet météoritique dans l’astéroïde originel; un réchauffement tardif entraînant un dégazage à la suite d’une collision soit sur le corps parental, soit dans l’espace; un réchauffement périodique si l’orbite de la météorite passe au voisinage du Soleil. Toutefois, même si une météorite n’a pas été modifiée par des processus secondaires (chocs, réchauffements), les datations obtenues par des chronomètres dont les nucléides fils ne sont pas gazeux ne doivent pas obligatoirement fournir la même réponse. La datation fournie par chaque chronomètre dépendra en effet des conditions de fermeture du système (principalement liées à la température) pour chaque couple, et les conditions de système clos ne sont pas forcément identiques pour chacune des filiations radioactives. Par exemple, à une profondeur donnée (quelques dizaines de kilomètres) dans un objet astéroïdal de composition homogène – chondritique – et en cours de refroidissement, on peut estimer que les conditions de fermeture du système seront établies par les différents chronomètres selon la séquence temporelle suivante: ¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd, ²⁰⁷Pb-²⁰⁶Pb, U, Th-Pb, ⁸⁷Rb-⁸⁷Sr, ⁴⁰K-⁴⁰Ar, U, Th-He. D’autre part, un objet astéroïdal de faibles dimensions (une dizaine de kilomètres de diamètre), chauffé par une source de chaleur très efficace qui produira une différenciation magmatique, se refroidira très rapidement, en quelques millions d’années; dans ce cas, les différents chronomètres pourront donner la même réponse, aux incertitudes expérimentales près. Depuis 1970, surtout grâce aux études réalisées sur les échantillons lunaires, des progrès considérables ont été apportés aux méthodes d’analyse isotopique des divers couples utilisés pour les datations radioactives.

Datations «à l’uranium-plomb»

La chronométrie «U-Pb» fournit les datations les plus précises: en effet, elle est établie à partir de deux nucléides pères (²³⁸U, ²³⁵U) et de deux nucléides fils (²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb) qui sont des isotopes d’un même élément chimique. Si le système est clos, les datations «²³⁸U-²⁰⁶Pb» et «²³⁵U-²⁰⁷Pb» doivent fournir le même âge après correction du plomb primordial dont les rapports des isotopes (²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb et ²⁰⁸Pb) sont considérés comme étant ceux qui correspondent au plomb extrait des fers météoritiques (fer de Canyon Diablo). Les fers ne contiennent en effet que des concentrations extrêmement faibles d’uranium et de thorium, qui n’ont donc que très peu altéré la composition isotopique du plomb primordial. De plus, ces deux chronomètres donnent naissance à un troisième chronomètre qui sera défini par l’évolution du rapport des isotopes fils ²⁰⁷Pb²⁰⁶Pb en fonction du temps. Ce rapport isotopique est en effet seulement fonction – le plomb primordial étant soustrait – des concentrations initiales en uranium et des vitesses de décroissance (constantes radioactives) des isotopes ²³⁸U et ²³⁵U qui sont très différentes. En particulier, la période relativement courte de l’isotope ²³⁵U (0,72 憐 10⁹ ans) et la possibilité de mesurer, avec une précision de 10^-4, les rapports des isotopes de filiation radiogénique ²⁰⁷Pb²⁰⁶Pb permettent d’obtenir des âges «Pb-Pb» avec une incertitude de l’ordre de quelques millions d’années. Ainsi, dans la mesure où les datations «U-Pb» et «Pb-Pb» sont concordantes, l’âge de la fermeture du système pour les filiations radioactives «U-Pb» sera défini avec une extrême précision. De même, le couple ²³²Th-²⁰⁸Pb peut être utilisé pour obtenir des datations «Th-Pb», ²⁰⁶Pb²⁰⁸Pb et ²⁰⁷Pb²⁰⁸Pb, si on admet – ce qui peut être contrôlé – que le fractionnement entre l’uranium et le thorium a été pratiquement négligeable. Si les datations fournies par les divers chronomètres «au plomb» sont concordantes, on peut vérifier (tabl. 4) que les âges les plus précis obtenus par la méthode «Pb-Pb» sont très voisins, aussi bien pour les matériaux des chondrites carbonées (Allende) ou des chondrites ordinaires ayant été soumises à des métamorphismes prolongés (Guarena, Barwell, Saint-Séverin) que pour les météorites différenciées (Juvinas, Angra dos Reis). Toutes les datations «Pb-Pb» (concordantes) convergent, à cinq millions d’années près, dans un intervalle de 20 millions d’années (de 4,539 à 4,559 憐 10⁹ ans), pour les objets différenciés ou chondritiques, à la condition toutefois qu’ils n’aient pas été choqués. Ce résultat important est tout à fait confirmé par les résultats obtenus par la chronométrie «Rb-Sr».

Datations «au rubidium-strontium»

Quand le couple ⁸⁷Rb-⁸⁷Sr est appliqué aux différentes phases minérales d’une même météorite (isochrone interne), il fournit – dans le cas d’un matériau non modifié par des perturbations d’origine secondaire (chocs, réchauffements) – des datations qui sont sensibles à l’environnement thermique. On considère que la condition de système clos est définie par la température de blocage du strontium (cessation de l’homogénéisation isotopique) qui, dans les conditions anhydres des météorites, est estimée être effective au-dessous de 500 ⁰C. Si les rapports isotopiques Rb/Sr varient d’une phase minérale à l’autre dans une même météorite, on peut alors tracer une droite isochrone en portant en abscisse les rapports ⁸⁷Rb⁸⁶Sr et en ordonnée les rapports ⁸⁷Sr⁸⁶Sr de chaque phase minérale. La valeur du rapport ⁸⁷Sr⁸⁶Sr à l’origine correspond au «strontium initial» (Srⁱ); il définit l’instant où l’homogénéisation isotopique du strontium a cessé. S’il en est bien ainsi, les objets les plus équilibrés parmi les chondrites ordinaires des différentes classes qui ont subi les métamorphismes les plus prolongés jusqu’à des températures pouvant atteindre 900 ⁰C, doivent fournir les datations les plus récentes et les rapports ⁸⁷Sr⁸⁶Sr initiaux les plus élevés. Cela est vérifié pour les chondrites très équilibrées de:

En revanche, les isochrones internes des chondrites les moins équilibrées donnent des âges apparemment plus anciens et des valeurs très inférieures du rapport Srⁱ:

Une autre façon d’aborder le problème consiste à utiliser des isochrones de «roches totales». Dans ce cas, on admet que toutes les météorites d’une même classe sont cogénétiques, c’est-à-dire qu’elles proviennent d’une même localisation de la nébuleuse protosolaire et qu’elles se sont formées par condensation locale. Si les rapports ⁸⁷Rb⁸⁶Sr varient d’un objet à un autre, il est possible de tracer – comme dans le cas des minéraux d’une même météorite – une droite isochrone dont l’ordonnée à l’origine définira la valeur initiale Srⁱ de l’astéroïde parental, la pente de la droite donnant un âge qui peut être considéré comme un âge de formation (peut-être analogue à l’âge de la condensation de ces objets). Les résultats les meilleurs obtenus par la chronométrie «Rb-Sr» montrent que l’âge de formation des chondrites correspond à (4,498 梁 0,015)10⁹ ans avec un rapport initial du strontium Srⁱ égal à 0,698 85 梁 0,000 10 (fig. 3). La valeur de ce rapport n’est pas différente de celle qui est obtenue à partir des inclusions réfractaires de la chondrite Allende (0,698 77 梁 0,000 05), considérées comme étant les premiers matériaux à avoir condensé dans le système solaire.

Il apparaît donc que toutes les chondrites, les inclusions réfractaires d’Allende, ainsi qu’une inclusion silicatée contenue dans une météorite ferreuse, se seraient condensées dans un intervalle de temps de l’ordre de 15 millions d’années; ce résultat est en très bon accord avec la chronométrie «Pb-Pb». En revanche, la chronométrie «Rb-Sr» semble fournir une datation plus récente pour les objets différenciés (eucrites et diogénites) – (4,47 梁 0,11)10⁹ ans, âge obtenu à partir des isochrones de roches totales – avec une valeur du rapport initial du strontium Srⁱ distinctement plus élevée (0,698 99 梁 0,000 04) que dans le cas des chondrites. Le rapport Srⁱ plus élevé des eucrites peut correspondre à un «temps de maturation» de l’astéroïde parental pendant lequel les isotopes du strontium étaient homogénéisés tandis que la différenciation chimique prenait place. Le blocage successif du strontium dans chacun des objets a dû être effectif après que la température eut décru jusqu’à 500 ⁰C.

Bien qu’il soit raisonnable de considérer que le chronomètre «Rb-Sr » soit plus sensible à l’environnement thermique que le chronomètre «Pb-Pb», les différences importantes observées entre les datations absolues de ces deux chronomètres dans le cas des chondrites (âge au «Pb-Pb»: de 4,550 à 4,560 憐 10⁹ ans; âge au «Rb-Sr»: de 4,52 à 4,53 憐 10⁹ ans) pourraient aussi être attribuées à un choix discutable de la valeur de la constante radioactive du rubidium 87.

Datation «à l’argon»

La décennie de quatre-vingt a vu la mise au point de la méthode de datation «⁴⁰Ar-³⁹Ar» (méthode des âges plateaux ) qui permet de mesurer avec une bonne précision l’âge de rétention de l’argon 40, produit par la décroissance du potassium 40. Le principe en est le suivant: si une roche ou un minéral x , d’âge inconnu et contenant du potassium, est irradié par un flux de neutrons rapides (avec un minéral d’âge connu utilisé comme standard), l’isotope ³⁹K, par réaction (n , p ), va se transformer en ³⁹Ar (de période T = 269 ans). Un chauffage par paliers de température de l’échantillon et du standard permettra de comparer les rapports isotopiques ⁴⁰Ar³⁹Ar dans l’échantillon et dans le standard, et d’obtenir ainsi l’âge du minéral x , pour chaque palier de température. Si le minéral x a subi une perte partielle d’argon radiogénique au cours d’un événement thermique précédent, la distribution de l’argon radiogénique aura été perturbée par diffusion, et ne correspondra pas à celle des sites réticulaires du ⁴⁰K dans le réseau. Il s’ensuivra une variation du rapport isotopique ⁴⁰Ar³⁹Ar lors du chauffage, qui permettra de dater l’événement thermique. Si, pendant son existence, le minéral x n’a pas été perturbé, la courbe de dégazage fournira sensiblement le même âge apparent «K-Ar» pour chaque palier de température, définissant ainsi un âge unique (âge plateau), aux incertitudes expérimentales près. Dans les meilleurs cas, celles-ci sont de l’ordre de 30 millions d’années. Cette méthode a été appliquée à de nombreuses météorites et a fourni les résultats suivants:

– Les chondrites carbonées , ordinaires, à enstatite, dans la mesure où elles n’ont pas été modifiées par des processus secondaires, présentent de bons âges plateaux qui convergent dans un intervalle compris entre 4,38 et 4,55 憐 10⁹ ans. Dans le cas des chondrites ordinaires, l’intervalle est plus restreint: de 4,38 à 4,52 憐 10⁹ ans; il permet d’estimer un diamètre maximal de l’ordre de 300 km pour les dimensions de l’astéroïde parental le plus volumineux; les météorites provenant des parties les plus profondes de cet astéroïde doivent donner les datations les plus récentes: cela paraît être le cas de la chondrite Saint-Séverin, de classe LL, très équilibrée, qui donne des âges plateaux de rétention d’argon compris entre 4,38 et 4,42 憐 10⁹ ans.

– Les inclusions silicatées contenues dans certains fers météoritiques donnent des âges «⁴⁰Ar-³⁹Ar» très anciens: ils sont compris entre 4,48 et 4,57 憐 10⁹ ans dans les cas de six météorites.

– Pour les météorites différenciées (eucrites, diogénites) les datations «⁴⁰Ar-³⁹Ar» d’objets qui n’ont pas été affectés par des événements ultérieurs sont peu nombreuses: trois objets ont retenu leur argon entre 4,3 et 4,4 憐 10⁹ ans; cet âge est apparemment plus tardif que celui des chondrites.

Datations «à l’hélium 4» et «à l’argon 40»

Les âges obtenus à partir des concentrations globales des gaz radiogéniques hélium 4 et argon 40 sont beaucoup moins précis que ceux qui ont été déduits des méthodes précédentes; ils apportent cependant des informations intéressantes sur l’histoire du refroidissement des différentes familles de météorites. Ces âges fournissent trois catégories de datation, dont seules les deux premières sont significatives:

– Les objets qui présentent des âges «⁴⁰K-⁴⁰Ar» et «U, Th-⁴He» concordants dans un intervalle compris entre 4 et 4,6 憐 10⁹ ans; ces âges s’accordent assez bien avec les âges de solidification. La plupart des chondrites ordinaires de type H et LL se placent dans cette catégorie. Il faut pourtant noter que, dans le cas des chondrites ordinaires, les datations «à l’argon» sont généralement plus anciennes (de 4,2 à 4,6 憐 10⁹ ans). Cela semble devoir être attribué à une plus haute température de rétention de l’argon (240 梁 120 ⁰C) que de l’hélium (face=F0019 黎 100 ⁰C), et indiquerait que le métamorphisme auquel ont été soumis les différents groupes de chondrites se soit étendu sur un intervalle de quelques centaines de millions d’années. Ce résultat est confirmé par les vitesses de refroidissement mesurées dans les chondrites à partir de la chronothermométrie par traces de fission du plutonium 244.

– D’autres objets pour lesquels les âges «à l’argon» et «à l’hélium» sont également concordants, mais peuvent être très inférieurs à 4 憐 10⁹ ans. En particulier, les âges de nombreuses chondrites de la classe L se situent entre 0,5 et 0,6 憐 10⁹ ans. On a fait l’hypothèse – qui semble corroborée par la présence de matériau très choqué – que le corps parental de ces objets a dû être soumis à un choc violent qui a élevé sa température et produit le dégazage total de l’argon et de l’hélium radiogénique. L’âge daterait donc la collision.

– Les météorites qui fournissent des datations «à l’hélium» beaucoup plus récentes que les datations «à l’argon», indiquant une diffusion préférentielle du gaz rare léger. Le dégazage n’étant pas total, la datation ne définit pas un événement significatif.

Datations des achondrites «S.N.C.»

Une catégorie spéciale d’achondrites appartenant à trois classes, les «S.N.C.» – ainsi nommées d’après les initales de leurs classes (shergottites: quatre objets très choqués; naklites: trois objets non choqués; chassignite: un objet peu choqué) – présentent des âges apparents de formation beaucoup plus récents, et possèdent par ailleurs la même valeur pour les rapports isotopiques de l’oxygène (cf. Âges d’exposition au rayonnement cosmique ). En fait, les âges apparents de cristallisation, obtenus à partir des chronomètres «Rb-Sr » et «⁴⁰Ar-³⁹Ar», sont seulement concordants pour les trois naklites et la chassignite ([1,3 梁 0,1] 憐 10⁹ ans). Pour les quatre shergottites, les mêmes chronomètres donnent une datation à environ 180 millions d’années, qui correspond à l’âge d’un choc extrêmement violent ayant provoqué le dégazage des gaz radiogéniques, l’homogénéisation du strontium et la remise à zéro consécutive des deux chronomètres, ainsi que la vitrification totale des feldspaths. Des arguments, fondés sur les différenciations chimiques extrêmes et les âges de formation très récents observés pour ces catégories d’objets, ont fait naître l’hypothèse que les météorites «S.N.C.» devaient provenir d’un même corps planétaire de grandes dimensions qui pourrait être la planète Mars. Par ailleurs, dans le cas d’une shergottite (EETA 79001), les rapports élémentaires des gaz rares (Ne, Ar, Kr et Xe) «piégés» dans une fraction vitreuse sont très voisins des valeurs observées pour les atmosphères de la Terre ou de la planète Mars (mesurées par la sonde Viking-2); il en est de même pour certains rapports isotopiques (¹⁵¹⁴N, ⁴⁰Ar³⁶Ar et ¹²⁹Xe¹³²Xe) qui semblent avoir conservé la signature de l’atmosphère martienne. Pourtant il est extrêmement difficile d’envisager un mécanisme d’extraction, à partir de la planète Mars, qui impliquerait – à la suite d’un impact il y a 180 millions d’années – d’impartir à l’éjecta une vitesse de 5,2 km 練 s^-1, sans pour autant laisser des marques intenses de choc dans les naklites et la chassignite. Il est aussi difficile de rendre compatibles les âges d’exposition au rayonnement cosmique de météorites «S.N.C.» (compris entre 10 et moins de 1 millions d’années) avec leur origine martienne, sans faire intervenir des solutions ad hoc: les temps de transfert des éjecta martiens et leur capture par la Terre requièrent en effet des durées plus longues que les 700 000 ans mesurés sur la shergottite EETA 79001.

Âges d’exposition au rayonnement cosmique

Dans l’espace interplanétaire, une météorite est irradiée par les flux de protons du rayonnement cosmique galactique (R.C.G.) et du rayonnement cosmique solaire. On admet que le début de l’irradiation correspond à l’instant où la météorite est extraite de son corps parental, probablement à la suite d’un choc. La chute de la météorite sur la Terre correspond à la fin de l’irradiation, car le champ magnétique terrestre et l’atmosphère forment un écran efficace au rayonnement cosmique. Les protons solaires de faible énergie moyenne (face=F0019 黎 50 MeV) sont presque entièrement absorbés dans la couche externe de 2 cm d’épaisseur qui, lors de la traversée de l’atmosphère terrestre, sera le plus souvent perdue par fusion. Les protons du R.C.G. (énergie moyenne de 4 GeV) produiront, en revanche, des réactions nucléaires (interactions de spallation) avec le noyau de la cible météoritique jusqu’à une profondeur de l’ordre du mètre. Ces réactions de spallation donnent naissance à des isotopes stables et radioactifs (isotopes spallogéniques). L’état d’équilibre radioactif pour des isotopes de différentes périodes (de quelques jours à 10⁶ ans) observés dans des fers, recueillis très vite après leur chute, a apporté la preuve de la constance dans le temps (à un facteur deux près) du flux de protons du R.C.G.

La constance dans le temps du R.C.G. permet de calculer le temps de séjour dans l’espace d’une météorite. Le principe très simplifié en est le suivant: si la concentration et le taux de production d’un isotope stable spallogénique sont connus, leur rapport fournit la durée effective d’exposition au rayonnement cosmique. Les âges d’exposition déterminés sur de nombreuses météorites ont apporté des informations intéressantes (fig. 4 et 5):

– les fers présentent des âges d’exposition de un à deux ordres de grandeur plus élevés que les pierres, avec des pics significatifs à 2, 4, 7 et 9 憐 10⁸ ans, quelques objets pouvant atteindre 2,2 憐 10⁹ ans;

– les âges d’exposition des achondrites sont distribués de manière assez homogène entre 1 et 40 憐 10⁶ ans, bien que la statistique soit assez pauvre à cause de la rareté des objets;

– la distribution des âges d’exposition des chondrites ordinaires est significativement différente: les chondrites de type H présentent un pic à 5 憐 10⁶ ans, alors que les chondrites de type L sont distribuées de manière plus homogène entre 3 et 30 憐 10⁶ ans.

La grande différence entre les âges d’exposition des fers et des pierres semble pouvoir être attribuée à la fragilité de ces dernières qui seraient détruites plus rapidement par des collisions successives dans l’espace.

Âges terrestres des météorites

Après la chute d’une météorite sur la Terre, les isotopes radioactifs spallogéniques produits par les protons R.C.G. avec les noyaux de la cible météoritique vont commencer à décroître, et leur taux de décroissance sera fonction de leur période respective. Les isotopes radioactifs cosmogéniques les plus utilisés pour dater les âges terrestres des météorites sont: ³⁹Ar (demi-vie: T^1/2 = 269 ans), ¹⁴C (T^1/2 = 5 730 ans), ³⁶Cl (T^1/2 = 0,3 憐 10⁶ ans), ²⁶Al (T^1/2 = 0,72 憐 10⁶ ans) et ⁵³Mn (T^1/2 = 3,7 憐 10⁶ ans).

Les processus d’altération qui amènent la disparition progressive des météorites à la surface du globe sont plus efficaces dans les régions tropicales et tempérées que dans les régions désertiques. Ce sont les météorites ferreuses qui résistent le mieux aux phénomènes d’altération. Les météorites pierreuses, à l’exception de celles qui ont été découvertes en Antarctique, donnent des âges terrestres compris entre 1 et 30 000 ans; les âges terrestres des fers sont beaucoup plus anciens et peuvent atteindre 1,5 憐 10⁶ ans. En revanche, les météorites recueillies en Antarctique paraissent bien souvent intactes, en dépit du fait que leur âge terrestre moyen soit de l’ordre de 300 000 ans. L’âge terrestre le plus ancien obtenu sur une météorite pierreuse trouvée en Antarctique correspond à 700 000 ans, et l’objet lui-même (une chondrite L) ne présente qu’un faible degré d’altération.

Intervalles de formation

La grande ancienneté du matériau météoritique apporte de précieuses informations sur la préhistoire du système solaire. En effet, lors de leur cristallisation, les météorites ont piégé des éléments à l’état de traces, parmi lesquels certains isotopes radioactifs à vie relativement courte (tabl. 5). Ces radionucléides, formés par différents processus nucléosynthétiques dans le milieu galactique, ont été, à partir d’un certain instant, stockés dans les météorites, et leurs produits de filiation retenus dans les cristaux. Si la radioactivité de ces isotopes est aujourd’hui éteinte, la présence des isotopes de filiation constitue une source de renseignements tant sur les mécanismes de synthèse nucléaire dans notre Galaxie que sur la durée nécessaire à l’individualisation du système solaire à partir du gaz galactique (intervalles de formation t ). La situation serait simple si tous les chronomètres à vie courte apportaient une réponse univoque, qui serait fonction de leur période. Tel n’est pas le cas, et cela implique une extrême complexité des processus nucléaires (et physico-chimiques) qui ont précédé la formation des matériaux constitutifs du système solaire.

Pour les radionucléides à vie la plus longue (samarium 146 et plutonium 244), la situation est relativement simple. La présence de l’isotope de filiation néodyme 142 a été détectée, au cours des années 1977-1983, dans deux météorites: une chondrite carbonée peu différenciée (Allende) et une achondrite différenciée (Angra dos Reis). Ce dernier cas indique que la décroissance de ¹⁴⁶Sm s’est effectuée alors que le système solaire était déjà formé, après que l’achondrite eut atteint la condition de système clos. Le nucléide ¹⁴²Sm est formé par un processus nucléosynthétique dit p (capture d’un proton) ou par photodésintégration, et la valeur du rapport mesuré dans Allende entre ¹⁴²Sm et l’isotope stable ¹⁴⁴Sm produit par le même processus p ([4,5 梁 0,5] 憐 10^-3) pourrait indiquer – dans le cas d’un modèle de nucléosynthèse à taux continu et pour un âge de la Galaxie de 10¹⁰ ans – qu’un intervalle d’environ 150 millions d’années aurait séparé la formation des météorites de la dernière addition de l’isotope ¹⁴²Sm dans le milieu galactique. Un intervalle de temps du même ordre est obtenu par la présence et l’abondance de l’isotope ²⁴⁴Pu qui a été piégé dans la matière météoritique. D’autre part, la non-détection de l’isotope curium 247 (T^1/2 = 1,56 憐 10⁷ ans) donne une limite inférieure de l’ordre de 10⁸ ans entre le dernier apport nucléosynthétique de noyaux d’actinides, qui sont produits uniquement par processus r – c’est-à-dire par capture rapide (à l’échelle de la seconde) de neutrons, impliquant une très forte densité neutronique et une température très élevée de plusieurs milliards de kelvins, obtenus probablement par l’explosion d’une supernova – et la formation du système solaire. Les intervalles de temps t obtenus à partir des isotopes ¹⁴²Sm et ²⁴⁷Pu (et par l’absence de ¹⁴⁷Cm) sont donc en très bon accord.

Un intervalle de temps t analogue pourrait être obtenu à partir de l’abondance de l’isotope radiogénique xénon 129 qui provient de la décroissance de l’isotope parent iode 129 (T^1/2 = 1,7 憐 10⁷ ans). Il n’est cependant pas du tout certain que le site de production de l’isotope ¹²⁹I soit le même événement de supernova qui a produit les actinides, et il n’est pas même sûr que la production de cet isotope soit obtenue uniquement par un processus r classique. En ne tenant compte que du rapport isotopique ¹²⁹I¹²⁷I (de l’ordre de 10^-4) observé dans de nombreuses météorites, on pourrait expliquer la faible valeur de ce rapport par un intervalle de temps t de 1,5 憐 10⁸ ans entre la production de l’isotope ¹²⁹I dans le milieu galactique et la rétention de son produit de filiation ¹²⁹Xe dans les météorites. Depuis 1960, la variation du rapport isotopique ¹²⁹I¹²⁷I a d’ailleurs été utilisée comme une chronométrie relative (extrêmement précise à cause de la courte durée de vie de ¹²⁹I), malgré l’absence de corrélations significatives entre les valeurs de ce rapport isotopique et les différentes classes de météorites, qu’elles soient ou non chimiquement différenciées. Par exemple, des chondrites ordinaires d’une même classe, marquées par le même degré de métamorphisme et apparemment non perturbées par des événements de chocs, présentent des différences d’âges de rétention «I-Xe» qui peuvent atteindre jusqu’à 30 millions d’années (variation d’un facteur 4 du rapport isotopique ¹²⁹I¹²⁷I). Ces résultats sont en contradiction avec les résultats obtenus par les chronométries absolues «Pb-Pb» et «Rb-Sr». On considère donc de moins en moins les datations relatives «I-Xe» comme étant réellement significatives. Tout au plus, la présence de l’isotope ¹²⁹Xe radiogénique présentant une corrélation avec l’isotope ¹²⁷I constitue-t-elle une indication qualitative de l’ancienneté d’une météorite. Si le système ¹²⁹I-¹²⁹Xe ne correspond pas à un chronomètre, c’est peut-être que le rapport isotopique initial ¹²⁹I¹²⁷I a pu varier, non pas en fonction du temps, mais en raison d’hétérogénéités isotopiques. Cela expliquerait certaines «datations étranges»: par exemple, dans la chondrite de Saint-Séverin, des échantillons séparés par quelques centimètres donnent des âges «I-Xe» qui diffèrent de 8 millions d’années.

La situation est encore différente avec les isotopes à durée de vie très courte, dont les produits de filiation ont été détectés dans les météorites au cours des années 1974-1978. Il s’agit des isotopes aluminium 26 et palladium 107 (tabl. 5). Dans ces cas, il est difficile de considérer qu’un intervalle de temps t de 10⁸ ans puisse séparer la dernière addition de ces radionucléides au milieu galactique et leur piégeage dans les météorites: ils auraient totalement décru. Il a donc fallu proposer une addition nucléosynthétique d’autant plus récente que la durée de vie était plus courte, car les résultats expérimentaux semblaient indiquer une décroissance in situ des nucléides géniteurs: on observe en effet des corrélations entre l’abondance des isotopes de filiation magnésium 26 et argent 107 et les rapports isotopiques Al/Mg et Pd/Ag dans les différentes météorites étudiées (inclusions réfractaires des chondrites carbonées pour le système ²⁶Al-²⁶Mg, et certaines classes de météorites ferreuses pour ¹⁰⁷Pd-¹⁰⁷Ag; fig. 6). Au cours des années 1977-1983, on attribua donc à l’explosion d’une ou de plusieurs supernovae proches du nuage protosolaire aussi bien la contamination du nuage par les nucléides radioactifs de courte période (²⁶Al, ¹⁰⁷Pd) que sa contraction induite par l’onde de choc (A. G. W. Cameron et J. W. Truran, 1977; H. Reeves, 1978). Pourtant, les approches les plus récentes ne retiennent plus ce dernier modèle. La présence de l’isotope ²⁶Al a été détectée par son émission 塚 dans le milieu interstellaire, et son abondance mesurée semble pouvoir être expliquée par des explosions de novae, beaucoup plus fréquentes – une par semaine observée dans notre Galaxie – que les explosions de supernovae. Ce scénario a été proposé en 1984 par D. D. Clayton; il tente de réconcilier les abondances en isotopes ¹⁰⁷Pd, ¹²⁹I et ²⁴⁴Pu piégés lors de la formation des météorites, en utilisant de nouveaux taux de production pour ¹⁰⁷Pd, ¹²⁹I et ²⁴⁴Pu, ainsi que des taux de dilution appropriés entre gaz et grains du milieu galactique et matières éjectées par les supernovae, qui par processus r ont produit ces isotopes riches en neutrons (excepté l’isotope ²⁶Al). Dans ce scénario, il n’est donc plus nécessaire de postuler l’existence d’une supernova proche qui a contaminé et provoqué la formation du système solaire.

De son côté, A. G. W. Cameron proposait en 1984 que les isotopes ¹⁰⁷Pd et ¹²⁹I aient été produits par des miniprocessus r prenant place dans des étoiles géantes rouges d’une masse solaire, lors du mélange de l’hydrogène avec la zone de combustion de l’hélium (flash de l’hélium). Cela permet des réactions de type ¹³C( 見, n )¹⁶O qui fournissent les flux de neutrons nécessaires pour former les isotopes ¹⁰⁷Pd et ¹²⁹I. À la base de la zone de convection la plus externe de la géante rouge, des concentrations importantes en isotope ²⁶Al peuvent être produites, fournissant des rapports isotopiques ²⁶Al²⁷Al voisins de 1. En outre, dans la zone de combustion de l’hydrogène, à des températures supérieures à 4 憐 10⁷ K, d’autres réactions sur des noyaux de masse intermédiaire (néon 20) peuvent encore accroître le taux de production en isotope ²⁶Al jusqu’à produire dans l’enveloppe de la géante rouge des enrichissements en ²⁶Al pouvant conduire à un rapport isotopique ²⁶Al²⁷Al de l’ordre de 10. Cette enveloppe sera ultérieurement éjectée et diluée dans le milieu interstellaire en 10⁵ ans environ. Dès lors, en ajustant les paramètres liés aux taux de dilutions et aux décroissances radioactives des isotopes ²⁶Al, ¹⁰⁷Pd et ¹²⁶I, il est possible d’obtenir une même solution pour l’intervalle de temps qui sépare le début du processus de dilution et la formation de la nébuleuse protosolaire. Cet intervalle pour ces trois radio-isotopes serait de l’ordre de 2,3 憐 10⁶ ans.

La question la plus importante dans les modèles les plus récents est de savoir si le radionucléide à vie la plus courte ²⁶Al a décru in situ dans la matière météoritique déjà formée. La corrélation observée dans certaines inclusions réfractaires de chondrites carbonées entre les excès de ²⁶Mg mesurés dans différentes phases minérales et les rapports isotopiques Al/Mg suggère fortement qu’il en a bien été ainsi. Dans les quatre inclusions réfractaires les mieux étudiées, les rapports isotopiques ²⁶Mg²⁷Al définissent une même droite dont la pente est de l’ordre de 5 憐 10^-5. Si cette droite correspond à un isochrone, elle définit donc une valeur de l’ordre de 5 憐 10^-5 pour le rapport isotopique ²⁶Al²⁷Al à l’instant de la fermeture du système qui, en tenant compte des incertitudes pour ces quatre inclusions, a dû être fixé dans un intervalle de temps de 梁 10⁵ ans. Il faut cependant noter qu’il existe des inclusions réfractaires où il n’y a pas d’excès de ²⁶Mg, même dans le cas de valeurs très élevées du rapport isotopique Al/Mg (indiquant ²⁶Al²⁷Al 麗 2 憐 10^-7); en outre, il semble y avoir des inclusions présentant des valeurs du rapport isotopique ²⁶Al²⁷Al beaucoup plus élevées (face=F0019 黎10^-3). Si ces variations extrêmes étaient confirmées, elles signifieraient soit que, lors de la condensation de ces objets, la nébuleuse solaire était très inhomogène, soit que les différentes phases minérales de ces inclusions réfractaires se seraient constituées en système clos au cours d’une longue période de l’ordre de 9 憐 10⁶ ans.

Dans le cas du palladium 107, il semble bien aussi que ce nucléide était encore actif après les fractionnements métal-silicates qui se sont produits dans les petits objets planétaires. Toutefois, un véritable isochrone interne, défini par quatre ou cinq points expérimentaux, n’a pu encore être établi entre les différentes phases minérales d’une même météorite de fer; en effet, la corrélation ¹⁰⁷Ag¹⁰⁹Ag en fonction de ¹⁰⁸Pd¹⁰⁹Ag n’est établie que dans le cas de différentes météorites de fer (fig. 7). À ce stade, il n’est pourtant pas encore possible d’exclure de façon absolue une production de tout ou partie des excès en isotope ¹⁰⁷Ag (et en ¹⁰⁹Ag) par spallogénie à partir du palladium, à la suite des interactions nucléaires avec le rayonnement cosmique.

Une évidence indirecte que des radionucléides à vie courte étaient encore présents quand le système solaire s’est formé provient des différenciations magmatiques qu’on observe dans des météorites fractionnées (fers, achondrites), ainsi que des divers degrés de métamorphisme présents dans les trois classes de chondrites ordinaires. Dès 1955, H. C. Urey avait montré qu’il fallait un radionucléide à vie courte et assez abondant pour produire rapidement une quantité de chaleur capable de fondre et de différencier les petits corps à l’origine des fers et des achondrites; il avait indiqué alors l’isotope ²⁶Al comme source de chaleur. L’abondance de l’isotope ²⁶Al dans le rapport de 5 憐 10^-5 par rapport à l’isotope ²⁷Al, observée dans les inclusions réfractaires des chondrites carbonées, suffirait à faire fondre rapidement le centre d’un objet de composition chondritique de quelques kilomètres de rayon. Il faudrait simplement considérer, pour expliquer les divers degrés de métamorphisme dans les astéroïdes parentaux des chondrites, des abondances plus faibles en isotope ²⁶Al qui pourraient être dues soit à des temps de formation plus tardifs (face=F0019 黎 10⁶ ans), soit à des hétérogénéités spatiales de l’abondance en ²⁶Al dans la nébuleuse protosolaire en voie de condensation.

5. Composition isotopique des météorites

Avant 1973, il était d’usage de considérer que la composition isotopique des éléments contenus dans les météorites n’était pas différente de celle qui est mesurée dans des échantillons de matière terrestre, à l’exception des variations produites soit par des éléments radioactifs à vie courte piégés lors de la formation des météorites (¹²⁹I, ²⁴⁴Pu), soit par des interactions nucléaires de spallation induites par le rayonnement cosmique sur les noyaux cibles des météorites, soit encore par des fractionnements de masse au cours de réactions physico-chimiques. En d’autres termes, l’homogénéité isotopique du système solaire était considérée comme une loi bien établie puisqu’elle était, semble-t-il, vérifiée pour les matériaux terrestres, lunaires et météoritiques.

Pourtant dès 1969, une anomalie isotopique avait été détectée dans le néon par D. Black et R. Pépin; elle pouvait correspondre à une variété très enrichie en néon 22. En 1972, Black attribuait l’origine de cette composante de ²²Ne (qu’il appela «Ne-E») à une source extérieure au système solaire, en écrivant: «... des grains de poussière, présents dans le nuage qui allait former le système solaire et qui n’ont pas été vaporisés, devaient contenir cette variété de néon E». Cette première observation allait être vérifiée dans les années suivantes.

Actuellement, des anomalies isotopiques «primordiales» ont été détectées dans une quinzaine d’éléments chimiques tels que l’hydrogène, le carbone, l’azote, l’oxygène, le néon, le silicium, le calcium, le titane, le krypton, le strontium, le xénon, le baryum, le néodyme et le samarium. Un élément comme le xénon, qui possède de nombreux isotopes, peut être porteur de plusieurs «anomalies». En revanche, pour des éléments ne possédant que deux isotopes (H, C et N), les «anomalies » peuvent être dues aussi bien à des fractionnements de masse qu’à des processus nucléaires, ou aux deux à la fois. Nous passerons en revue certaines des anomalies isotopiques détectées dans l’oxygène, l’hydrogène, le carbone, le néon et le xénon, car elles sont exemplaires, à maints égards, comme moniteurs des processus nucléosynthétiques en action dans notre Galaxie.

L’oxygène

L’oxygène est l’élément condensé le plus abondant du système solaire, et les anomalies isotopiques qu’il présente font intervenir le plus grand nombre d’atomes en valeur absolue. C’est pourquoi on a parlé d’anomalies à grande échelle, qui révèlent donc les phénomènes majeurs qui ont dû affecter le système solaire avant ou pendant sa formation. La découverte fondamentale a été faite en 1973 par R. N. Clayton, L. Grossman et T. K. Mayeda. En analysant les rapports ¹⁷¹⁶O et ¹⁸¹⁶O des trois isotopes de l’oxygène dans les inclusions riches en éléments réfractaires (Al, Ca et Ti) de la chondrite carbonée Allende, ces chercheurs ont observé des corrélations entre ces deux rapports isotopiques qui définissaient une droite de pente égale à 1 (fig. 8 a). Or, il était connu que toute réaction chimique peut modifier la composition isotopique par des fractionnements de masse proportionnels à la différence relative des masses des isotopes. Dans le cas de l’oxygène, le fractionnement de masse sur le rapport isotopique ¹⁸¹⁶O devait être deux fois plus grand que celui qui était observé sur ¹⁷¹⁶O, et les corrélations notées à partir d’échantillons chimiquement différents auraient dû définir une droite de pente égale à 0,5 comme cela était le cas pour l’oxygène des roches terrestres et lunaires (fig. 8 a et 8 b).

La droite de pente égale à 1 fut alors interprétée comme un mélange entre deux réservoirs, dont l’un avait la même composition isotopique que l’oxygène du système solaire, et l’autre correspondait à une composante de ¹⁶O pur. Les minéraux (spinelles, pyroxènes) des inclusions réfractaires présentaient des concentrations allant jusqu’à 5 p. 100 en ¹⁶O pur. L’origine de cette composante de ¹⁶O fut attribuée à des processus nucléaires qui avaient dû se produire dans certaines étoiles, préférentiellement dans les zones de combustion explosive du carbone d’une supernova. D’autres processus nucléosynthétiques ont été suggérés ultérieurement, presque tous cependant d’origine stellaire; en effet, une irradiation locale par protons pour détruire préférentiellement les isotopes ¹⁷O et ¹⁸O aurait exigé des fluences prohibitives (face=F0019 黎 10²⁵ p 練 cm^-2) qui auraient produit de nombreuses et importantes anomalies – qui ne sont pas observées – dans d’autres éléments. Une origine extérieure au système solaire des anomalies en oxygène paraissait donc l’explication la plus vraisemblable, et il était ainsi démontré que des phases minérales dans les inclusions réfractaires des chondrites carbonées contenaient des fractions – peut-être même des grains visibles, étant donné l’abondance de la composante ¹⁶O – qui n’avaient pas été homogénéisées avec l’oxygène solaire. Les études ultérieures montrèrent que, dans de rares cas (moins de 5 p. 100 des inclusions réfractaires étudiées), des fractionnements dépendant de la masse se surajoutaient aux effets proprement nucléaires, et que ces fractionnements étaient corrélés à des fractionnements de même amplitude observés à partir des rapports isotopiques du magnésium (²⁶Mg²⁴Mg et ²⁵Mg²⁴Mg) et du silicium (³⁰Si²⁸Si et ²⁹Si²⁸Si). C’est dans ces inclusions très particulières nommées «F.U.N.» (fractionation and unknown nuclear effects ou fractionnement et effets nucléaires inconnus) que des anomalies isotopiques ont été détectées dans de très nombreux autres éléments.

La distribution hétérogène des isotopes de l’oxygène dans la nébuleuse solaire, les planètes, les astéroïdes et les météorites a permis de classer ces divers matériaux en fonction de leur signature isotopique et de reconnaître des échantillons provenant d’un même réservoir; ainsi, par exemple, on a pu distinguer un lien génétique entre le groupe H des chondrites ordinaires et les silicates contenus dans certaines météorites de fer (du groupe II), ou encore entre les chondrites à enstatite et l’ensemble Terre-Lune (fig. 8 b). La même signature isotopique, marquant des objets chimiquement différents, peut indiquer soit une origine à partir du même objet parental, soit une formation dans la même «cellule locale» de la nébuleuse solaire. Il est intéressant de noter que la classification des météorites, fondée sur la composition chimique et le degré d’oxydoréduction, est partiellement confirmée par la classification à partir des rapports isotopiques de l’oxygène. Il aurait été néanmoins difficile de montrer, par une classification purement chimique, que les eucrites, diogénites, mésosidérites et pallasites pouvaient être cogénétiques, c’est-à-dire devaient s’être formées en une localisation de la nébuleuse où l’oxygène fournissait la même signature isotopique. En revanche, les météorites «S.N.C.» qui présentent entre elles la même signature isotopique ne peuvent pas être apparentées au groupe précédent: cette caractéristique est d’ailleurs considérée par certains comme un argument en faveur d’une origine martienne pour ces objets.

À ce point, une remarque importante doit être faite: des expériences réalisées en 1983 ont montré qu’un fractionnement isotopique indépendant de la masse était possible au cours d’une réaction chimique. En effet, on a pu montrer que des échantillons d’ozone, produits par décharge électrique dans de l’oxygène neutre, définissaient sur un diagramme présentant les variations relatives du rapport isotopique ¹⁷¹⁶O en fonction de ¹⁸¹⁶O une droite de pente égale à 1. Cette observation cruciale pourrait indiquer que les anomalies isotopiques de l’oxygène ont pu être produites dans la nébuleuse protosolaire par les rayonnements des radionucléides à vie courte, par les rayons ultraviolets, ou encore par les décharges électriques ionisantes produites sous l’action de champs magnétiques intenses. Une telle explication des anomalies isotopiques de l’oxygène modifierait radicalement le scénario d’une origine extérieure au système solaire de la composante ¹⁶O produite par nucléosynthèse explosive dans une supernova. Néanmoins, elle n’éliminerait pas une origine exotique pour les signatures isotopiques observées dans les autres éléments.

L’hydrogène

Depuis 1979, des enrichissements considérables en deutérium (D) ont été détectés dans certaines fractions de la matière organique des chondrites carbonées ainsi que dans certaines fractions organiques de la matrice de chondrites ordinaires non équilibrées (de type LL). La matière organique est classée en deux fractions: la fraction soluble (acides aminés et hydrocarbures) est peu enrichie en deutérium alors que le polymère organique insoluble est extrêmement enrichi (jusqu’à un facteur 12). Ainsi, la valeur du rapport isotopique D/H dans les fractions organiques varie d’environ 14 憐 10^-5 à 170 憐 10^-5 (rapport isotopique terrestre [eau de mer]: 16 憐 10^-5; rapport isotopique galactique: 2 憐 10^-5; molécules interstellaires: de 40 à 5 000 憐 10^-5). De tels enrichissements, qui ne représentent sans doute que des limites inférieures des rapports réels (à cause des contaminations terrestres possibles), paraissent devoir être expliqués par des réactions ion-molécules dans les nuages moléculaires interstellaires à des températures inférieures ou égales à environ 50 K. S’il en est ainsi, la preuve serait apportée que les fractions organiques enrichies en deutérium n’ont pas été modifiées lors du transfert entre leur lieu de formation (nuages interstellaires) et la nébuleuse protosolaire en voie de contraction. La même observation sera faite pour la composante du néon E piégée dans les météorites carbonées.

Les plus faibles rapports isotopiques D/H mesurés dans les chondrites carbonées correspondent aux silicates hydratés phylliteux; la valeur du rapport, qui n’est pas différente de la valeur terrestre, suggère que l’équilibre entre l’eau moléculaire et l’hydrogène de la nébuleuse solaire se soit effectué à des températures de l’ordre de 200 K.

Le carbone

De nombreuses composantes de carbone ont été détectées dans les différentes variétés de chondrites carbonées, soit à la suite d’attaques chimiques acides produisant des dissolutions préférentielles des matières minérales et le maintien des composés organiques, soit par des oxydations sélectives des polymères organiques, soit encore d’après l’analyse des gaz contenus dans les échantillons lors de chauffages par paliers de température. Les informations les plus importantes ont été obtenues en fonction des corrélations observées à partir des compositions isotopiques singulières d’autres éléments chimiques, qui sont liées à la fois à des variétés spécifiques de carbone et à des processus nucléosynthétiques particuliers. En simplifiant beaucoup une situation extrêmement complexe, on a pu caractériser dans les chondrites carbonées les variétés suivantes de carbone:

– Un carbone «léger», à rapport isotopique terrestre (¹²C¹³C = 89), le plus abondant, qui résiste aux attaques chimiques acides et qui a piégé la plus grande fraction de la composante normale dite «planétaire» ou primordiale des gaz rares (Ar, Kr et Xe). Ce carbone correspond apparemment au polymère organique qui montre de très forts enrichissements en deutérium.

– Il existe une autre variété de carbone «léger» qui est corrélée avec la composante de xénon dite C.F.F. (cf. infra ).

– Un carbone très «lourd» (correspondant à moins de 1 p. 100 du carbone total) que l’on observe après déminéralisation et oxydation des échantillons (¹²C¹³C = 42); le néon E et une composante de xénon qui ont pu être produits dans les étoiles géantes rouges par processus s ou lors d’explosion de novae sont liés à ce carbone «lourd». Comme les rapports isotopiques ¹²C¹³C varient beaucoup dans les étoiles (de 4 à 黎 100) en fonction de leur masse, de leur température et de leur abondance en hydrogène, il est difficile d’attribuer à un type particulier d’étoile l’origine de cette variété de carbone enrichi en ¹³C. On peut noter cependant que sa composition isotopique est nettement différente du carbone du milieu stellaire (¹²C¹³C = 62 梁 10); son origine doit donc correspondre à un processus de type stellaire plutôt qu’à un échantillonnage de carbone provenant de nuages moléculaires. Ce carbone «lourd» peut peut-être provenir des étoiles riches en carbone; dans ce cas il aurait pu condenser sous la forme de grains de graphite, qui sont plus résistants à l’oxydation. D’autres types de carbone existent dans les chondrites carbonées, mais ces variétés n’ont pu être encore bien caractérisées.

Le néon

Le néon possède trois isotopes (²⁰Ne, ²¹Ne et ²²Ne) et on trouve dans les chondrites trois composantes principales, chacune étant caractérisée par ses rapports isotopiques. Le «néon A» correspond au néon de type «planétaire», piégé dans les chondrites les plus primitives. Le «néon B» est représenté par des ions néon du vent solaire; on le trouve dans les grains exposés au vent solaire, à la surface des planètes et des petits corps dénués d’atmosphère (cristaux de régolithes lunaires et astéroïdaux). Enfin, le «néon S» est le néon cosmogénique produit par les interactions nucléaires du rayonnement cosmique avec les noyaux cibles dans les météorites.

Des travaux ultérieurs à ceux de Black et de Pépin (cf. supra ) montrèrent que le néon E correspondait à du ²²Ne pur. Il avait donc pu être formé soit directement sous la forme de ²²Ne, soit par l’intermédiaire du sodium 22 radioactif qui se désintègre – avec une période de 2,6 ans – en ²²Ne. La nucléosynthèse stellaire était donc à l’origine de cette composante, et pour que le néon E ait été détecté il avait fallu que les grains qui le contenaient dans les météorites n’aient pas été chauffés au-delà d’une température de 500 ⁰C. Dans les chondrites carbonées, le néon E se trouve dans deux fractions: l’une, de faible densité (face=F0019 諒 2,2) avec une température de dégazage assez basse (face=F0019 黎 600 ⁰C) correspond au composé de carbone «lourd» (cf. Le carbone ); l’autre, de forte densité (face=F0019 閭 3,5), est mal caractérisée: sa température de libération est élevée (1 100 ⁰C) et elle pourrait correspondre à un mélange de minéraux (spinelle, apatite). Le néon E peut être produit par deux processus nucléosynthétiques stellaires: soit sous la forme de ²²Na contenu dans les grains lors d’explosion de novae, ou directement sous la forme de ²²Ne dans certaines étoiles très chaudes, très actives et riches en carbone (étoiles Wolf-Rayet). Ces étoiles ont d’ailleurs été proposées comme étant la source des enrichissements en ²²Ne qui ont été récemment découverts dans le spectre d’abondances du rayonnement cosmique galactique.

Le xénon

Le xénon possède neuf isotopes stables. Les météorites ont incorporé du xénon qui est un mélange d’au moins sept composantes. Comme les divers isotopes – et leurs rapports – ont été produits à la suite de processus nucléosynthétiques différents, ils constituent des moniteurs de choix pour retracer les origines des diverses sources nucléosynthétiques. Les isotopes ^124,126Xe sont produits uniquement par processus p , ¹³⁰Xe uniquement par processus s et ^134,136Xe par processus r , tandis que les isotopes ^{128,129,131,132}Xe sont constitués à partir de mélanges de processus r et s . Certaines des composantes peuvent être facilement isolées à partir des phases minérales qui les contiennent; c’est le cas du xénon de spallation – produit à partir des terres rares, de l’iode, du tellure et du baryum –, qu’il sera possible de différencier à partir des minéraux enrichis en ces éléments, ou de la composante fissiogénique produite par la fission spontanée (composante de xénon dite C.F.F.) de l’isotope ²⁴⁴Pu (T^1/2 = 82 練 10⁶ ans), très abondante dans les minéraux enrichis en uranium et thorium, comme c’est le cas pour certains phosphates. À l’heure actuelle, les diverses composantes bien caractérisées du xénon sont les suivantes:

– Une composante de type «planétaire » ou primordiale , qui est très enrichie dans le polymère organique des chondrites carbonées, lui-même très enrichi en deutérium.

– Une composante spallogénique , dont l’abondance est fonction de l’âge d’exposition de la météorite et des noyaux cibles contenus dans la matière météoritique.

– Une composante radiogénique , représentée par l’isotope ¹²⁹Xe, en excès par rapport à son abondance dans le xénon primordial. Ce nucléide est le produit de filiation de l’isotope radioactif iode 129 (T^1/2 = 17 憐 10⁶ ans).

– Une composante de xénon solaire , présente dans les poussières des sols lunaires et dans certaines météorites enrichies à l’origine par le vent solaire à la surface des astéroïdes parentaux.

– Une composante fissiogénique , issue de la fission spontanée du plutonium 244 et accessoirement de la fission spontanée de l’uranium 238; elle affecte surtout les isotopes de masse atomique 131, 132, 134 et 136.

– Une composante produite par processus s , qui a pu être isolée à l’état pur après une attaque chimique acide non oxydante de la matrice des chondrites carbonées les plus primitives (C I et C II), suivie d’une attaque oxydante. Son abondance est très faible (moins de 1 p. 100 du xénon total), et elle est libérée – lors du chauffage par paliers de température des résidus d’attaque – à des températures supérieures à 1 100 ⁰C. Dans cette composante, les isotopes ^128,130,132Xe sont abondants, tandis que les isotopes légers ^124,126Xe et lourds ^134,136Xe sont rares ou même très rares (fig. 9 b).

– Une composante d’origine très obscure, caractérisée par une composition isotopique apparemment «contradictoire», en ce sens que les isotopes légers et lourds sont toujours corrélés, alors que les processus nucléosynthétiques qui ont produit les isotopes pauvres et riches en neutrons sont, sur le plan de la systématique nucléaire, très différents (fig. 9 a). Ce xénon, appelé aussi «Xe-x», est libéré à basse température (de 500 à 600 ⁰C) à partir du résidu riche en carbone (¹²C¹³C = 93, équivalant au rapport isotopique terrestre), après attaques chimiques acides et oxydantes. Une première hypothèse (1969-1983) envisagea d’attribuer à la fission spontanée d’un élément superlourd le spectre d’abondance des isotopes lourds (de masse atomique 131, 132, 134 et 136), avec la superposition d’un fractionnement de masse favorisant les isotopes légers (de masse atomique 124, 126, 128, 129 et 130). Cette explication n’est plus retenue, car, en cas de fission d’un élément superlourd, les isotopes du baryum, élément voisin du xénon dans le tableau de Mendeleïev, devraient montrer des abondances isotopiques analogues, ce qui n’est pas le cas. La deuxième hypothèse considère que les isotopes légers et lourds du xénon ont été produits par les deux processus p et r dans les différentes régions d’une supernova, et qu’ils ont été ensuite mélangés et piégés dans les météorites. Mais cette explication laisse le problème entier: comment des isotopes produits par deux processus aussi différents (p et r ) peuvent-ils coexister dans une même phase de carbone à composition isotopique normale et être libérés à la même température? En 1983, la découverte d’un azote «léger», appauvri de 33 p. 100 en ¹⁵N, et associé à ce xénon-x, pourra peut-être permettre de répondre à ces questions clés.

Les progrès considérables effectués, depuis le début des années quatre-vingt, dans notre connaissance de la composition isotopique des météorites ont permis de détecter des phases – ou des grains – qui portent les signatures indubitables de processus nucléosynthétiques qui se sont produits dans divers types d’étoiles. Nous avons aussi à notre disposition des échantillons qui portent la trace de fractionnements de masse considérables, analogues à ceux qui sont observés dans les molécules hydrogénées des nuages moléculaires interstellaires. Que ces «mémoires isotopiques» aient survécu à la formation du système solaire devrait nous faire mieux comprendre la formation et l’évolution de la nébuleuse protosolaire qui, contrairement à ce qui était couramment admis avant 1973, n’a pas dû se comporter en système clos.

Encyclopédie Universelle. 2012.