L'azote dans les météorites

Trois méthodes sont principalement utilisées pour déterminer les teneurs en azote dans les météorites, à savoir la pyrolyse, la méthode kjeldahl et l'activation neutronique (Goel et Khotari, 1972; Khotari et Goel, 1974; Becker et Clayton, 1975; Kung et Clayton, 1978). Aujourd'hui la pyrolyse est la méthode la plus utilisée car elle permet de chauffer progressivement l'échantillon extraterrestre mais aussi d'éliminer la contamination atmosphérique à la surface de l'échantillon (e.g., Becker et al., 1976; Des Marais, 1983; Mathew et Marti, 2001; Füri et al., 2015) voir partie1.5.5.2 pour plus de détails sur les étapes d'extraction de l'azote dans les météorites. Dans les météorites primitives, l'azote se trouve principalement au niveau de la matière organique insoluble et sous forme de nitrures pour les météorites formées en conditions réductrices (e.g., les chondrites à enstatite) avec comme exemples la sinoïte (Si2N2O) et l'obsornite (TiN). La comparaison des différentes teneurs en azote dans les chondrites carbonées, ordinaires et à enstatite est représentée dans la figure suivante (Fig. 1.4). Les teneurs en azote dans ces différents objets peuvent présenter des variations importantes pour un même groupe de météorites et parfois même pour une série de mesures sur une même météorite (e.g., Grady et al., 1986). Les chondrites carbonées et plus particulièrement de type CI et CM correspondent aux météorites présentant les teneurs les plus élevées en azote (Fig. 1.4). Pour les comètes, l'azote sous la forme N2 (la molécule azotée la plus répandue dans le système solaire) est difficilement détectable dû au bruit de fond et à la résolution spectrale des instruments de mesure, contrairement aux formes azotées telles que CN, HCN, NH, NH2 et NH3 qui ont été détectées plus facilement (Bockelée-Morvan et al., 2004; Rousselot et al., 2013; Rubin et al., 2015). L'accrétion des ces différentes météorites sur Terre est aujourd'hui sujet à débat et les principales questions qui se posent autour de cette problématique sont quels types de météorites en été accrétées et surtout dans quelles proportions ?

Figure 1.4: récapitulatif des teneurs en azote dans les différentes météorites. Les teneurs pour

les différents types de chondrites carbonées (CC; en bleu) proviennent des analyses présentées par Kerridge, (1975); celles pour les chondrites ordinaires (OC; en vert) proviennent des travaux de Kothari et Goel, (1975) et Hashizume et Sugiur, (1995); enfin les teneurs en azote des chondrites à enstatite (EC; en rouge) sont issues des travaux de Grady et

al. (1986). La valeur pour la "bulk silicate Earth" (BSE) est celle proposée par Marty, (2012)

pour l'ensemble des réservoirs atmosphère-croûte-manteau et qui sera discuté dans la partie

1.4.2.1.

1.3.2 Les matériaux accrétés par la Terre

La Terre se serait principalement formée à partir de matériaux relativement appauvris en éléments volatils par rapport aux chondrites carbonées de type CI, provenant du système solaire interne comme représenté sur les figures 1.2 et 1.4. Elle serait issue de l'accrétion de corps semblables aux chondrites à enstatite (Javoy et al., 2010; Dauphas, 2017) qui sont relativement appauvries en éléments volatils (i.e., 0.1%pds H2O; 4%pds CO2; 0.02%pds N2) comparées aux chondrites carbonées de type CI/CM (8%pds H2O; 4%pds CO2; 0.1%pds N2)

(Kerridge, 1985; Pepin, 1991; Muenow et Wilson, 1992; Pearson et al., 2006; Marty et al., 2012). Les chondrites à enstatite partageraient un réservoir isotopique en oxygène commun avec la Terre (Clayton et al., 1984) et présentent des similitudes avec les signatures isotopiques terrestres pour les éléments non volatils et traces comme le molybdène, le ruthénium, l'osmium, le chrome et le titane (Dauphas et al., 2004; Meisel et al., 1996;

Trinquier et al., 2009). Récemment, Dauphas (2017) a soutenu cette hypothèse avec une étude basée sur des éléments lithophiles (O, Ca, Ti, Nd), des éléments modérément (Cr, Ni, Mo) et hautement (Ru) sidérophiles dans le manteau qui auraient enregistré différentes phases d'accrétions sur Terre et dont la signature isotopique est principalement en accord avec celle des chondrites à enstatite. Concernant l'isotopie de l'azote, les valeurs en δ¹⁵N pour le manteau appauvri sont de –5 ± 3‰ en moyenne (Palot et al., 2012; Cartigny et Marty, 2013; Cartigny et al., 2014) et peuvent atteindre des valeurs très négatives i.e., δ¹⁵N < –25‰ dans certains diamants supposés formés dans le manteau inférieur (Cartigny et al., 1997; Pallot et al., 2012; Cartigny et Marty, 2013). Les chondrites à enstatite présentent des signatures plus négatives en δ¹⁵N variant entre –45 à –15‰ (Grady et al., 1986) et les chondrites carbonées présentent au contraire des signatures positives avec des δ¹⁵N de +15 à +55‰ (Kerridge, 1984). La comparaison de ces différentes signatures isotopiques suggère que les chondrites à enstatite seraient la source principale de l'azote sur Terre (Javoy et al., 1986). Cependant, un déséquilibre isotopique est observé au niveau de la croûte terrestre actuelle présentant un δ¹⁵N positif de +6‰ (Thomazo et Papineau 2013) (Fig. 1.5).

Figure 1.5: Illustration du déséquilibre isotopique et du recyclage de l'azote entre les différents réservoirs terrestres (Cartigny et Marty, 2013).

Ce déséquilibre isotopique aurait tendance à s'équilibrer avec le recyclage de la croûte et du manteau comme présenté sur la figure 1.5. Cependant ce modèle se base sur quelques valeurs de δ¹⁵N mantellique présentant une certaine hétérogénéité avec des valeurs pouvant varier de –40 à +6‰ en fonction des zones d'échantillonnage (Cartigny et Marty, 2013).Nous

pouvons nous demander aussi, quels sont les autres processus pouvant affecter le fractionnement isotopique de l'azote ?

Récemment, Dalou et al. (2019a) (présenté en annexe 1 de ce manuscrit), ont démontré avec des expériences de partage metal-silicate à 1 GPa et 1400°C un fractionnement isotopique de l'azote entre la phase métallique et silicatée. Ce fractionnement serait lié à la fugacité en oxygène du système et à la spéciation de l'azote dans les silicates et le métal. Ces données montrent que le δ¹⁵N du manteau lors de la formation du noyau pourrait augmenter de ~ 20‰. Ces résultats sont en accord avec le modèle de formation de la Terre à partir de chondrites à enstatite (δ¹⁵N ~ –45 à –15‰; e.g., Grady et al., 1986), car lors de la formation du noyau, le fractionnement isotopique lié à la séparation métal-silicate permettrait d'obtenir une signature en δ¹⁵N mantellique comparable à la valeur actuelle du manteau de –5 ± 3‰

(Dalou et al., 2019a). Les signatures en δ¹⁵N mantellique les plus basses (δ¹⁵N ~ –40‰;

Cartigny et Marty, 2013) correspondraient alors à des valeurs associées à des reliques de manteau primitif accentuant la potentielle hétérogénéité du manteau terrestre (Cartigny et Marty, 2013). Cette dernière hypothèse est soutenue par Labidi et al. (2020) grâce à une étude portée sur les isotopes de l'azote de gaz volcaniques collecté au niveau des systèmes hydrothermaux de plusieurs localités: Islande, Hawaii (USA), Eifel (Allemagne) Yellowstone (USA) et Ayrolaf (Ethiopie). Ces travaux proposent que le manteau retiendrait certainement de l'azote primordial, et donc que celui-ci n'aurait pas totalement dégazé durant l'histoire magmatique de la Terre. Cependant la contribution de l'azote primordial hérité durant l'accrétion terrestre par rapport à l'azote recyclé à la surface terrestre reste toujours controversée (Javoy, 1998; Barry et Hilton, 2016).