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La datation des météorites

Un fragment préparé de la pallasite d'Imilac découverte dans le désert d'Atacama, au Chili, en 1822. Cet échantillon mesure ~9 x 8 x 3 cm et pèse 195 g. On peut estimer sa valeur à plus de 5000$. Document Heritage Auctions.

Radiochronologie

Il existe deux méthodes pour déterminer l'âge absolu d'une roche, ce qu'on appelle la radiochronologie :

- La méthode isochrone

- La méthode des nucléides cosmogéniques.

Ces deux méthodes se basent sur la désintégration nucléaire naturelle de noyaux instables (cf. la radioactivité) présents dans la roche dont on mesure la proportion de noyaux père (les noyaux radioactifs) et de noyaux fils (les noyaux résultants plus stables). Les mesures sont réalisées par spectrométrie de masse (et plus rarement par thermoluminescence ou par luminescence stipulée optiquement ou par infrarouge).

Pour rappel, la radioactivité des radionucléides se manifeste de différentes manières :

- La décroissance alpha avec émission d'un hélion : par exemple 226Ra → 222Rn + 4He

- La décroissance bêta (positive ou négative) : par exemple la décroissance β- du rubidium-87 : 87Rb87Sr + e- + anti ν

- La fission spontanée (et la fission induite) dont les fragments nucléaires peuvent ou non être radioactifs : par exemple 244Pu → 240U par désintégration alpha.

La désintégration nucléaire obéit à certaines règles naturelles comme la loi de décroissance radioactive. Cette loi stipule que pour un couple nucléaire père-fils donné, la probabilité de désintégration du noyau père par unité de temps est une constante : c'est la constante de décroissance, symbolisée par λ.

La désintégration des noyaux instables et les détecteurs de particules obéissant aux lois régissant les phénomènes quantiques, on ne peut pas dire avec précision combiens de noyaux vont se désintégrer à un instant donné ou seront mesurés par un instrument (par ex. un détecteur de particules). En revanche, statistiquement on peut évaluer précisément cette proportion qu'on appelle la période (T) ou demi-vie d'un élément. Il s'agit de l'intervalle nécessaire pour que 50% des radionucléides père se désintègrent naturellement en éléments fils. Cette période varie selon les éléments entre quelques millisecondes et plusieurs dizaines de milliards d'années.

Dans le cas du carbone-14 bien connu, le noyau père instable est le 14C dont la demi-vie est de 5730 ±40 ans et le noyau fils est le 12C stable. Autrement dit, au bout d'environ 5730 ans, 50% des isotopes de 14C seront transformés en 12C. 5730 ans plus tard, 50% des isotopes restants de 14C seront transformés en 12C et ainsi de suite.

On parle d'élément à longue période ou longue vie lorsque sa demi-vie est similaire ou plus longue que l'âge du système solaire. Dans les autres cas, il s'agit de radionucléides à courte période ou courte vie (même si elle varie entre une fraction de nanoseconde et quelques milliards d'années).

Dans la quasi totalité des minéraux, les éléments père, fils et d'autres isotopes sont présents en proportions variables qui dépendent de la composition du magma d'origine et du temps qu'il fallut pour qu'il refroidisse ou se cristallise (cas du quartz, feldspath, micas, etc).

A voir : Le temps et les roches

La spectrométrie de masse - Le spectromètre de masse par accélérateur

La thermoluminescence

La méthode isochrone

Les scientifiques déterminent généralement l'âge d'une roche ou d'une météorite en utilisant la méthode isochrone. Elle consiste à mesurer deux rapports isotopiques dans chaque minéral présent dans la roche.

Considérons à titre d'exemple le système de nucléides radiogènes rubidium-strontium. Le rubidium-85 (85Rb) possède 32 isotopes mais seulement deux sont présents dans la nature, le rubidium-85 (87Rb) qui est stable et représente 72.2% de ses isotopes et le rubidium-87 (87Rb) qui est radioactif et représente 27.8% de ses isotopes. Le rubidium-87 (père) se désintègre en l'isotope fils stable du strontium-87 (87Sr). La demi-vie du rubidium-87 est de 48.8 milliards d'années. Le strontium a un certain nombre d'autres isotopes stables dont le strontium-86 (86Sr) qui est souvent utilisé comme référence.

Lorsqu'une roche se forme, ses minéraux contiennent des isotopes de strontium identiques (par exemple, les rapports 87Sr/86Sr) mais ont souvent des rapports rubidium/strontium différents (par exemple, les rapports 87Rb/86Sr).

Dans ce cas, à mesure que le 87Rb se désintègre, les rapports 87Sr/86Sr dans les minéraux augmentent tous avec le temps mais à des taux différents; les rapports 87Sr/86Sr augmentent plus rapidement dans les minéraux dont les rapports initiaux 87Rb/86Sr sont plus élevés.

Comme illustré à gauche, si on représente dans un graphique les rapports 87Sr /86Sr des minéraux tels qu'ils existent actuellement dans la roche (sur l'axe Y) en fonction de leurs rapports 87Rb/86Sr (sur l'axe X), la série de données forme une ligne droite de régression appelée une isochrone. La pente (a, le coefficient directeur) de cette isochrone est proportionnelle au temps écoulé depuis la formation des minéraux. Autrement dit, lors de la formation du magma à l'origine de cette roche, son isochrone présentait une pente nulle (coefficient directeur a = 0) qui s'est redressée à mesure que le temps s'est écoulé. Sa pente obéit à la relation (eλt - 1). Pour rappel, le coefficient directeur a = Δy/Δx.

Le point où la ligne intercepte l'axe Y (87Sr/86Sr), c'est-à-dire lorsque pour X (87Rb/86Sr) = 0 donne le rapport initial lorsque les minéraux se sont formés (le terme de gauche dans la première équation ci-dessous).

Sur le plan formel, les rapports isotopiques répondent à la relation suivante, en prenant le cas du couple 87Rb/86Sr :

(87Sr/86Sr) = (eλt - 1) * (87Rb/86Sr) + (87Sr/86Sr )

Cette relation est l'équation d'une droite (y = a x + b).

Le terme (e (λt - 1)) est constant. Il dépend de λ, la constante de décroissance du couple (pour 87Rb/86Sr, λ = 1.42x10-11 an-1) et de l'âge t du minéral.

Le terme (87Sr/86Sr) est constant car il dépend du rapport isotopique au début de la formation du minéral.

Les deux autres rapports (87Sr/86Sr) et (87Rb/86Sr) sont variables et doivent être mesurés.

Pour connaître l'âge t du minéral, il faut appliquer la formule suivante :

t = ln (a+1) / λ

avec,

ln, le logarithme népérien

a, le coefficient directeur de la droite de régression

λ = 1.42x10-11 an-1 est la constante de décroissance du couple (87Rb/87Sr).

Par exemple, pour a = 0.02, Δt = 1.39 milliard d'années.

Les sources d'erreurs

Le résultat est appelé une isochrone de roche entière. Parfois on constate que les points de données pour les minéraux et/ou les roches contenues dans la météorite ne tombent pas sur une ligne. Autrement dit, l'âge déterminé pour la météorite entière n'est pas le même que celui donné par les minéraux et/ou roches qu'elle contient. Cela indique que le système rubidium-strontium a été perturbé et ne peut pas être utilisé pour la datation de la météorite ou roche totale.

Une isochrone est donc ambigüe car elle date le moment où les constituants de la météorite se sont formés ou quand ils subirent la dernière phase métamorphique (une altération produite par la chaleur, la pression, la composition chimique des matériaux, la réorganisation des éléments, la recristallisation des minéraux, etc) et que les isotopes de strontium (ou d'autres) qu'ils contiennent ont été réhomogénéisés. C'est ainsi que si beaucoup de météorites sont âgées entre 3 et plus de 4.5 milliards d'années, certaines SNC contiennent des éléments cristallisés il y a seulement 150 à 580 millions d'années suite à l'impact d'une météorite sur Mars (par exemple la météorite de Shergotty).

Si la masse de roche originale est importante comme dans le cas de la croûte d'une planète ou d'un astéroïde, ce métamorphisme peut affecter les minéraux mais pas la roche entière (par exemple le massif de basalte) car l'intensité du métamorphisme n'est pas suffisante pour affecter l'ensemble du volume. Dans ce cas, les minéraux définiront une isochrone à un instant donné qui donnera l'âge de la phase de métamorphisme.

Par conséquent, d'autres preuves sont nécessaires pour déterminer ce que l'isochrone est en train de dater. Si on exclut les erreurs systématiques, le choc est la cause la plus fréquente de perturbations des systèmes dans les météorites.

Le même principe s'applique aux roches qui se sont formées au même moment et au même endroit mais qui avaient des rapports initiaux 87Rb/86Sr différents.

Selon la nature des minéraux contenus dans les météorites (métaux, silice, carbone, etc), d'autres horloges radioactives peuvent être utilisées parmi lesquelles les plus robustes aux effets de l'environnement sont les systèmes de nucléides radiogènes 146Sm/142Nd, 147Sm/143Nd, 176Lu/176Hf, 182Hf/182W, 207Pb/206Pb, 244Pu/238U et la série U-Th-Pb. Le système plutonium-uranium par exemple donne des résultats plus clairs que le système rubidium-strontium, notamment pour les chondrites.

Notons que les relations entre les éléments rares comme l'hafnium, le tungstène et l'uranium peuvent également être utilisés pour dater les roches lunaires et comprendre quelle quantité de matière en fusion fut nécessaire pour former les grandes mers de basaltes.

Datation des météorites martiennes par le système samarium-néodyme. On en déduit que la roche martienne (la croûte) se forma il y a plus de 4.56 milliards d'années. Document Z.Váciet C.Agree (2020) adapté par l'auteur.

Si l'interprétation des résultats peut être une source d'erreur, on peut également observer une erreur systématique selon le système de nucléides radiogènes utilisé.

Dans le cas de la météorite d'Acapulco, une achondrite tombée en 1976 dans laquelle on découvrit les toutes premières traces d'acapulcoïte (un mélange d'olivine, d'orthopyroxène, de plagioclase et de troïlite, c'est-à-dire proche de celui des chondrites), selon le système 40Ar/39Ar, depuis des années on estimait que l'âge de la roche entière est de 4.510 ±0.022 milliards d'années. Dans le système 207Pb/206Pb, l'âge des phosphates est de 4.557 ±0.002 milliards d'années.

Or, une nouvelle mesure plus précise tenant compte des constantes de décroissance validées plus récemment mais en négligeant les incertitudes sur ces quantités montra que les plagioclases riches en potassium ou K-spar (des tectosilicates de la famille des feldspaths) mesurés dans le système 40Ar/39Ar ont un âge de 4.507 ±0.18 milliards d'années.

On en déduit que selon le système de radiogènes, non seulement l'âge est différent mais l'incertitude varie d'un facteur 10, entre 2 et 22 millions d'années. Mais il montre surtout que cette météorite primitive est 50 millions d'années plus jeune que prévu (cf. P.Renne, 2000).

Enfin, alors que de nombreux systèmes de nucléides radiogènes peuvent être appliqués à une grande variété de météorites, peu de techniques voire aucune n'est à l'abri des effets secondaires provoqués par les altérations et les intempéries terrestres, d'où l'intérêt de récolter les météorites immédiatement après leur chute et de les préserver de toute contamination. A ce sujet, des chercheurs ont publié une étude sur la datation des météorites SNC à partir des géochronomètres les plus robustes. Leur étude est intéressante car sur base de ces datations, les chercheurs proposent également une modélisation de la différenciation de Mars, une démonstation de l'intérêt d'étudier toutes les météorites pour mieux comprendre la formation des planètes (cf. Z.Váci et C.Agree, 2020).

Métamorphisme et âge relatif

En plus des radionucléides à longue vie, un certain nombre de radionucléides à courte vie étaient présents dans le système solaire primitif. La plupart d'entre eux ont des demi-vies inférieures à quelques millions d'années. Ils se sont donc désintégrés depuis longtemps et ne peuvent pas être utilisés pour obtenir directement des âges absolus. Cependant, leurs abondances originales dans certains objets peuvent encore être déterminées par la méthode isochrone.

En comparant les abondances originales d'un radionucléide de courte vie dans différents objets, les scientifiques peuvent déterminer leur âge relatif. Si un ou plusieurs de ces objets ont également pu être datés en utilisant des radionucléides à longue vie, les âges relatifs peuvent être convertis en âges absolus.

A voir : Datation absolue des roches méthode Rb/Sr

Caractéristiques des isotopes communs

Isotopes à longue période ou stable

Isotopes à courte période (≤ ~106 ans)

Isotope père

(radioactif)

Isotope fils

(stable)

Demi-vie

(Ga)

Constante de

décroissance

(10-11/an

Isotope père

(radioactif)

Isotope fils

(stable)

Demi-vie

(Ma)

Constante de

décroissance

(10-11/an

40K

40Ar°

1.28

5.81

10Be

10B

1.6

456

87Rb

87Sr

48.8

1.42

14C

12C

0.00573

1.21 x 105

98Ru

87Sr

48.8

1.42

26Al

26Mg

0.73

 

147Sm

143Nd

106

0.654

36Cl

36Ar

0.301

2310

176Lu

176Hf

35.9

1.93

41Ca

41K

0.102

 

182Hf

182W

8.9

 

53Mn

53Cr

3.7

 

187Re

187Os

43

1.612

81Kr

81Br

0.229

 

232Th

208Pb

14.1

4.948

233U

209Pb

0.1592

 

235U

207Pb

0.704

98.485

       

238U

206Pb

4.47

15.5125

       

° Le K-40 se désintègre en Ar-40 (0.16%) et en Ca-40 (89.52%) et capture électrique (10.32%) avec une constante de désintégration de 4.962 x 10-10/an, mais cette désintégration en Ca-40 n'est pas utilisée pour la datation. La demi-vie est pour l'isotope père et comprend donc les deux désintégrations. S'il existe plusieurs isotopes fils, seul le principal est indiqué. Données extraites de J.Foos, "Constantes nucléaires", 2001 et G.B. Dalrymple, "The Age of the Earth", 1991.

Tenter de déterminer des âges absolus pour des âges relatifs déterminés à partir de divers radionucléides à courte vie a fait l'objet de nombreuses recherches, mais cela s'avère toujours difficile. En effet, les radionucléides à courte vie se comportent généralement chimiquement très différemment les uns des autres et des isotopes à longue vie. Néanmoins, étant donné l'ancienneté des météorites, les scientifiques ont développé une image remarquablement précise de la synchronisation des évènements au cours de la genèse du système solaire.

Les objets les plus anciens contenus dans les météorites âgées d'environ 4.567 milliards d'années sont des inclusions réfractaires (CIA). À quelques exceptions près, ce sont aussi les objets les plus abondants en radionucléides à courte vie. Mais ce ne sont pas les éléments les plus âgés découverts dans une météorite qui sont des grains de carbure de silicium âgés de 7.5 milliards d'années découverts dans la chondrite carbonée de Murchison.

Les âges absolus des chondres n'ont pas été mesurés avec précision, raison pour laquelle on ne précise l'âge des chondrites que relativement à une phase évolutive (par exemple moins de 10 millions d'années après la formation du système solaire). Mais indirectement et de manière informelle (jamais dans les articles univsitaires) on en déduit que ces météorites sont âgées d'au moins 4.56 milliards d'années comme la météorite de Semarkona présentée ci-dessous à gauche.

Deux spécimens de météorites très rares. A gauche, la chondrite du type LL3 de Semarkona qui tomba en Inde en 1940 présente très peu de métamorphisme et piégea un champ magnétique d'environ 54 microteslas. A droite, un fragment de la pallasite d'Esquel tombée à Chubut, en Argentine en 1951. Documents The Planetary Society et Carion Minéraux.

Les abondances du radionucléide de l'aluminium-26 à courte vie dans les chondres des chondrites ordinaires et carbonées ont été interprétées comme le résultat d'une formation sur une période prolongéevariant entre 1 et 10 millions d'années après les inclusions réfractaires. L'une des plus anciennes est la météorite de Semarkona présentée ci-dessous à gauche, une des rares chondrites de type LL3 qui se forma environ 2 millions d'années après la formation du système solaire.

Mais le débat est ouvert sur la question de savoir si ces âges, en particulier les plus récents, datent vraiment de la formation des chondres ou ne dateraient pas plutôt de la réinitialisation de leurs isotopes par des processus ultérieurs métamorphiques.

Le métamorphisme visible dans les chondrites ordinaires prit fin entre 5 et 55 millions d'années après la formation des inclusions réfractaires, et dans les chondrites enstatites entre 9 et 34 millions d'années. Cette période très ancienne mais assez courte reflète probablement à la fois la taille des corps parents chondritiques et la profondeur à laquelle les matériaux formant ces météorites furent créés dans leurs corps parents. En effet, les astres plus grands se refroidissent plus lentement, tout comme les régions plus profondes d'un astre.

Les âges de formation des chondrites ordinaires et des enstatites sont incertains, mais étant donné les périodes de datations établies pour la fin du métamorphisme, elles ne peuvent pas s'être formées respectivement plus de 5 et 9 millions d'années après la formation des inclusions réfractaires. Il existe des preuves que des chondrites à enstatite se sont formées environ 2 millions d'années après les inclusions réfractaires. 

Toutefois, sur base de la signature du couple 40Ar/39Ar, on constate que beaucoup de chondrites ordinaires de type H (riches en fer) et de type L (pauvres en fer) ont soit respectivement plus de 3.5 et 4 milliards d'années soit moins de 1.5 et 1 milliard d'années (cf. T.D. Swindle et al., 2013).

Les âges de formation des chondrites carbonées ne sont pas non plus connus, mais la datation des minéraux produits lors de leur altération par l'eau liquide indique qu'elles doivent s'être formées dans les 3 à 7 millions d'années, et peut-être moins d'un million d'années après la formation des inclusions réfractaires.

Les âges de cristallisation des achondrites à partir de leurs magmas varient entre ~4.558 et 4.399 milliards d'années. Il y a des indications que le corps parent des météorites HED (que l'on pense originaires de Vesta) commença à fondre il y a environ 4.565 milliards d'années. Les sidérites et les sidérolites ont cristallisé des inclusions réfractaires dans les 10 à 20 millions d'années, tandis que des preuves relativement récentes suggèrent que la différenciation métal-silicate de leurs astéroïdes parents s'est produite moins de 1.5 million d'années après la formation des inclusions réfractaires. Cela démontre à nouveau la rapidité avec laquelle de nombreux astéroïdes ont fondu, se sont différenciés et solidifiés.

La méthode des nucléides cosmogéniques

La méthode de datation des météorites par les nucléides cosmogéniques permet de calculer la durée d'exposition de la roche aux rayons cosmiques.

Lorsque les planètes et les astéroïdes se sont formés, ils contenaient un certain nombre d'isotopes radioactifs différents. Le temps qu'il faut à un météoroïde pour atteindre la Terre depuis la Ceinture d'astéroïdes ou au-delà est une contrainte importante lorsqu'on tente d'identifier le ou les mécanismes responsables de l'impact d'une météorite sur Terre. En effet, le temps ne peut pas être mesuré directement, mais on peut l'estimer à partir des âges d'exposition des météoroïdes aux rayons cosmiques. Cet âge mesure la durée d'existence de la roche sous forme de très petits corps (moins de quelques mètres de diamètre) dans l'espace ou près de la surface (à quelques mètres) quand il s'agit d'un corps parent plus grand.

Productions des nucléides cosmogéniques

Sur le plan des réactions nucléaires, deux mécanismes permettent de produire des nucléides cosmogéniques :

- La spallation

- La capture muonique.

Les rayons cosmiques galactiques de haute énergie (entre 1 GeV pour un hélion et des milliards de TeV pour des noyaux de fer) sont principalement composés de protons qui peuvent pénétrer jusqu'à plusieurs mètres dans les roches. Tout météoroïde de plus petite dimension sera totalement irradié par ce bombardement corpusculaire.

La spallation est une réaction nucléaire dans laquelle un proton de haute énergie (ou un rayonnement d'au moins 50 MeV) percute un noyau, éjectant un ou plusieurs protons et/ou neutrons. Cette réaction conduit généralement à la fission du noyau atomique.

Les deux principaux mécanismes produisant des nucléides cosmogéniques : la spallation (à gauche) et la capture muonique (à droite). Documents T.Lombry et et Cosmogenic Nuclides.

Le second mécanisme est la capture muonique. Les muons négatifs (μ-) de la famille des leptons sont des particules élémentaires dont l'énergie de repos est ~10 fois plus faible que celle des protons ou des neutrons (~106 MeV/c2 contre ~938 MeV/c2) . Lorsqu'ils sont décélérés, les muons négatifs peuvent être capturés par les atomes et engendrer la production d'un neutron et d'un neutrino, parfois accompagné d'un photon gamma afin que l'atome retrouve sa stabilité.

Lorsque le muon capturé neutralise un proton (et plus rarement d'un neutron) on parle d'évaporation nucléaire. Cette réaction fournit de l'énergie au noyau. Comme pour la spallation, l'éjection de nucléons suite à la capture d'un muon négatif engendre un noyau plus léger et la production d'ions radioactifs.

 Suite à l'une ou l'autre réaction, un grand nombre d'espèces isotopiques normalement rares, à la fois stables et radioactives, sont produites. Elles comprennent les isotopes stables des gaz rares (hélium-3, néon-21, argon-38 et krypton-83) et divers isotopes radioactifs à courte vie et à vie modérément longue dont le béryllium-10 (demi-vie de 1.6 x 106 ans), l'aluminium-26 (7.3 x 105 ans), le chlore-36 (3 x 105 ans), le calcium-41 (105 ans), le manganèse-53 (3.7 x 106 ans) et le krypton-81 (2.1 x 105 ans).

Interprétation des mesures

Obtenir des valeurs et comprendre leur sens et notamment déterminer l'âge exact d'une roche depuis sa solidification implique de très bonnes connaissances du sujet. Les sources d'erreurs sont nombreuses, y compris lors de la prise des mesures et des calculs, mais l'erreur la plus commune provient d'une méconnaissance ou des inconnues concernant la pétrogenèse de la météorite, c'est-à-dire de la suite des processus qui formèrent la roche dont la phases la plus récente qui altéra sa composition et effaça les traces des anciennes transformations.

Un fragment de la sidérite de Sikhote-Alin qui tomba dans l'est de la Sibérie en 1947. Elle contient 93% de fer, 5.9% de nickel, moins de 1% de Co, P et S et même des traces d'uranium. Ce spécimen mesure ~30 x 20 x 21 cm et pèse 28.79 kg. Il est proposé aux enchères à partir de 45094$. Document Heritage Auctions.

La concentration des isotopes radioactifs peut être utilisée pour estimer le taux de bombardement des rayons cosmiques tandis que l'accumulation des espèces stables (par exemple, le néon-21) permet de mesurer le temps total depuis le début de ce bombardement, c'est-à-dire le temps écoulé depuis l'éjection du météoroïde du corps parent qui le protégeait des rayons cosmiques.

La grande majorité des météorites furent exposés aux rayons cosmiques pendant plus d'un million d'années. Pour les météorites chondritiques, la fraction exposée aux rayons cosmiques diminue assez rapidement à mesure que l'âge d'exposition augmente. La plupart des chondrites ordinaires ont des âges d'exposition inférieurs à 50 millions d'années et la plupart des chondrites carbonées de moins de 20 millions d'années. Les achondrites ont des âges qui se situent entre 20 et 30 millions d'années. Les sidérites (météorites ferreuses) ont une gamme d'âges d'exposition beaucoup plus large, qui s'étend jusqu'à environ 2 milliards d'années.

On observe souvent des pics dans les distributions d'âge d'exposition des différent groupes de météorites; ils reflètent probablement des évènements liés à des impact majeurs qui perturbèrent des corps parents de grande taille.

En résumé, les plages d'âges d'exposition s'expliquent à la fois par l'évolution dynamique des orbites des météoroïdes et la durée de vie des météoroïdes après leurs collisions. L'absence presque totale de météorites présentant des âges d'exposition inférieurs à 1 million d'années suggère que les orbites des futurs météorites ne peuvent pas croiser celui de la Terre en beaucoup moins d'un million d'années. Les simulations numériques supportent cette idée et prédisent également que les durées de vie orbitale d'un candidat météorite avant son impact sur Terre devraient chuter beaucoup plus rapidement que ne le font les âges d'exposition aux rayons cosmiques. Cela suggère que ces candidat météorite passent une fraction significative de leur temps sous forme de petits corps évoluant dans la Ceinture d'astéroïdes jusqu'à ce que leurs orbites croisent une résonance (une région où elles subissent de fortes perturbations gravitationnelles par les planètes, en particulier Jupiter) les plaçant sur des orbites de collision avec la Terre.

La baisse générale de la fréquence des météorites affichant des âges d'exposition supérieurs à quelques dizaines de millions d'années et la limite supérieure de la plupart des chondrites et achondrites (météorites pierreuses) de 50 millions d'années concordent avec les estimations selon lesquelles la moitié d'une population de météorites donnée est éliminée par des collisions en 5 à 10 millions d'années. Les âges d'exposition plus longs des sidérites suggèrent que leur force de cohésion plus élevée leur permet de survivre beaucoup plus longtemps dans l'espace.

Dans ces conditions, découvrir une météorite âgée de plusieurs milliards d'années est donc non seulement scientifiquement gratifiant mais très rare et rendent ces survivants de la genèse du système solaire très précieux. Ceci explique que leur valeur marchande équivaut à celle de l'or ou des gemmes.

Les météorites et la genèse du système solaire

Ainsi que nous l'avons expliqué, les scientifiques étudient les météorites pour obtenir des informations sur les évènements survenus au cours de la naissance et de l'évolution primordiale du système solaire. La théorie de la nébuleuse protosolaire à l'origine du système solaire est basée sur l'effondrement gravitationnel d'une région dense de la Voie Lactée au coeur d'un nuage ​​moléculaire interstellaire suivie par une accrétion de la poussière et du gaz autour des futures protoplanètes. Ce scénario est soutenu par la préservation dans les météorites de matériaux circumstellaire et interstellaire remontant à cette époque primordiale. En revanche, il est plus hasardeux de savoir quel phénomène précipita l'effondrement gravitationnel de cette nébuleuse protosolaire.

L'effondrement gravitationnel peut se produire spontanément suite à des fluctuations aléatoires de densité. Mais une autre possibilité existe, suggérée par la découverte dans les météorites (en particulier dans leurs inclusions réfractaires), de radionucléides à courte vie qui étaient déjà présents lors de la formation du système protosolaire (par opposition à la production ultérieure de radionucléides par une irradiation cosmique plus récente).

A ce jour, le radionucléide affichant la demi-vie la plus courte est le calcium-41 avec environ 102000 ans. Ce radionucléide fur vraisemblablement fabriqué et incorporé dans des inclusions réfractaires en seulement quelques demi-vies soit moins d'un million d'années, faute de quoi son abondance aurait été trop faible pour être détectée. Ce délai est remarquablement court par rapport aux normes astronomiques. Du fait que les autres radionucléides à courte vie affichent tout de même des demi-vies au moins dix fois plus longues, ils n'imposent pas des contraintes de temps aussi strictes sur l'intervalle entre leur synthèse et la formation des inclusions réfractaires. Néanmoins, on peut comparer les abondances absolues et relatives des radionucléides à courte vie avec les valeurs prédites pour les sources probables des radionucléides.

Origines des nucléides cosmogéniques

D'où proviennent les nucléides cosmogéniques découverts dans certaines météorites ? Comme nous l'avons expliqué, la première source de nucléides sont les rayons cosmiques. Leurs propriétés montrent qu'ils peuvent en théorie provenir de différentes sources cosmiques :

- la nucléosynthèse qui se déroule au coeur du Soleil et des autres étoiles

- les étoiles AGB situées sur la branche asymptotique des géantes, une classe d'étoiles en fin de vie

- les supernovae qui résultent de l'explosion d'étoiles massives

- les éruptions des GRB (Gamma-Ray Bursts)

- l'activité des quasars et des trous noirs, y compris des trous noirs supermassifs.

Les supernovaa et les étoiles AGB génèrent des vents stellaires (des flôts de particules) extrêmement énergétiques et puissants, riches en éléments lourds, y compris en radionucléides à courte vie.

Illustration de l'enveloppe de gaz et de poussière riche en éléments lourds éjectée par une supernova. Document T.Lombry.

Des simulations numériques montrent que dans certaines conditions, lorsque ces vents frappent un nuage moléculaire interstellaire qui ne peut pas s'effondrer spontanément, les ondes de chocs et le vent stellaire peuvent le comprimer au point qu'il devient gravitationnellement instable et s'effondre. Les simulations montrent également qu'une partie des éléments transportés par le vent stellaire, y compris des radionucléides à courte vie se mélangents à la poussière du nuage en effondrement.

Dans le cas des météorites, on possède des spécimens contaminés par des isotopes qui n'ont pu se former que dans une supernova. Pour que son effet ait un impact dans le système solaire, celle-ci devait donc se situer à proximité, c'est-à-dire à moins de quelques centaines d'années-lumière du Soleil. Nous reviendrons sur les effets d'une supernova sur la vie sur Terre, y compris dans l'article sur les rayons cosmiques.

Dans de tels scénarii, les radionucléides font office d'empreintes digitales du vent stellaire. Leur présence dans les météorites témoigne de la contamination de la nébuleuse protosolaire, ou plus généralement du système solaire pour les époques plus récentes, par ces radionucléides. On ne peut s'empêcher de se demander si une supernova ayant explosé près du système solaire ne serait pas à l'origine de la formation de certains isotopes (cf. D.N. Schramm et R.N. Clayton, 1978), et par extension si elle n'aurait pas influencé la formation des premières molécules prébiotiques.

Une autre explication de la présence de radionucléides de courte vie dans les météorites est leur synthèse dans la nébuleuse protosolaire par le rayonnement intense du jeune Soleil en formation. Mais ce mécanisme est un peu moins efficace que l'idée du vent stellaire pour expliquer les abondances absolues et relatives des radionucléides à courte vie.

Actuellement, aucun modèle incorporant l'une ou l'autre de ces explications n'est totalement satisfaisant.

Le scénario de la formation du système solaire est certainement incomplet et imprécis dans ses détails (par exemple l'origine des chondres, la formation des pallasites, etc). Néanmoins, sans les spécimens de météorites et les prélèvements de matériaux primitifs effectués sur les astéroïdes, les comètes et les autres planètes du système solaire, les spécialistes ne disposeraient d'aucune base observationnelle pour formuler leurs théories et élaborer leurs modèles. A juste titre, les chercheurs anglo-saxons ont surnommé les météorites "les sondes spatiales du pauvre homme" (cf. J.Olsen, 1973; G.Morrison, 1986), une expression devenue classique qu'ont repris plusieurs chercheurs et institutions (cf. Christie's, La Commission européenne) quand elles évoquent les programmes d'études des météorites. 

Jusqu'à ce que les missions spatiales ramènent une grande variété d'échantillons des astéroïdes et des comètes, les données les plus précises et détaillées sur l'évolution du système solaire proviendront toujours des météorites. A ce titre, la découverte d'une météorite reste toujours un évènement important pour les scientifiques.

Pour plus d'informations

Sur ce site

Les météorites

Les roches lunaires

Les volcans terrestres

Tableau Périodique des Éléments de Mendeleïv (et version astrophysique)

Méthodes de datation

G.W. Wetherill, 1975

Radioactive Dating, GSU

Rubidium-Strontium method, L.E. Long

Méthodes de datation

La radiochronologie, L'Univers de la géologie

Le temps et les roches (YouTube)

Datation absolue des roches méthode Rb/Sr (YouTube)

La spectrométrie de masse (YouTube)

La thermoluminescence (YouTube)

La spectrophotométrie (YouTube)

Ressources

Météorites Forum Francophone

Test de Nickel, par José Garcia

MetBase (2021)

Meteorites, Mindat

Elements, Mindat

Les minéraux (et la galerie)

GeoWiki.

Musée National d'Histoire Naturelle, France (MNHN, collection Météorites)

Smithsonian - National Museum of Natural History (NMNH, USA)

American Museum of Science History (AMNH, USA)

Center for Meteorite Studies (CMS).

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