5.2) Isotopie de l’hydrogène

5.2) Isotopie de l’hydrogène

Les rapports D/H et les teneurs en H2O+ de Maribo (D/H = 149.9 x 10-6, [H2O+] = 7.2 wt%) et LON 94101 (D/H = 131.7 x 10-6 et [H2O+] = 7.5 wt%) ne montrent pas d’enrichissement significatif en D, ni de teneurs en H2O+ aussi basses que Paris (D/H = 175 x 10-6 et [H2O+] = 4.8 wt%) (Fig. 3-8 a). Au contraire, les valeurs de nos échantillons sont cohérentes avec les compositions isotopiques et les teneurs en eau affichées par l’ensemble des chondrites CM (D/H = 148 x 10-6, σ = 20 x 10-6, [H2O+] = 10.4 wt%, σ = 1.6 wt%, n = 49, Alexander et al., 2012) (Fig. 3-8 a).

Fig. 3-7 – Diagrammes a) d18Ovsd17O et b) d18OvsD17O montrant les compositions isotopiques en oxygène des carbonates de LON 94101 (cercles rouges) et Maribo (cercles violets). Les tendances ISS-ISM sont également respectivement représentées en verts clair et foncé. Les données de la littérature pour Paris (triangles), Maribo (carrés) et LON 94101 (cercles) sont représentées en noir. Les erreurs sont données en 2σ.

Contrairement à ce qui a été discuté dans l’article scientifique de la partie précédente de ce chapitre, la composition isotopique moyenne en hydrogène des chondrites CM ne reflète pas uniquement la composition de l’eau accrétée par celles-ci, mais également : (i) la proportion de composés organiques très riches en D (Alexander et al., 2007) et (ii) des processus de fractionnement de masse de l’hydrogène qui ont pu avoir lieu, comme par exemple la production de H2 (Alexander et al., 2010). En effet, la valeur haute en D/H mesurée dans Paris peut également être reproduite par d’autres modèles ne faisant pas intervenir un apport de glace du Système Solaire externe riche en D. Alexander et al. (2017) ont montré qu’il était possible de reproduire la gamme des valeurs en D/H des chondrites CM simplement en mélangeant l’eau des CM (D/HWCM = 87 x 10-6) à différentes proportions de Matière Organique Insoluble (IOM) très riche en D (D/HIOM = 700 x 10-6) (Fig. 3-8 b). Ainsi, l’enrichissement en D mesuré dans Paris

Fig. 3-8 a) Histogramme des rapports D/H en roche totale des chondrites CM. Les mesures en D/H de nos échantillons sont indiquées par les flèches rouges. Les valeurs en roche totale et de l’eau des CM sont indiquées par des pointillés (148 x 10-6, σ = 20 x 10-6, n = 49,

Alexander et al., 2012) et la ligne bleue, respectivement (D/HCM = 101 ± 6, Piani et al., 2018). b) Histogramme des rapports D/H des CM et de la matière organique insoluble (IOM) des chondrites (Alexander et al., 2007). La composition moyenne en D/H de la comète 67P est représentée par la ligne violette (D/H67P = 530 ± 70, Altwegg et al., 2015). Les flèches noires indiquent l’effet sur le D/H des CM suite à un ajout d’eau cométaire ou d’IOM à l’eau des CM.

C, Vinogradoff et al., 2017) et (ii) l’anticorrélation entre les teneurs en H2O et les rapports en D/H des CM proposés par Piani et al. (2018) (Fig. 3-9).

Un moyen de vérifier si Paris possède un rapport H2O/IOM plus important que l’ensemble des CM est de mesurer les rapports C/H vs D/H de sa matrice. En effet,

Alexander et al. (2012) ont montré qu’il existait une relation linéaire entre les rapports D/H et C/H en roche totale des CM résultant d’un mélange isotopique entre les composés organiques riches en carbone et les minéraux hydratés (les phyllosilicates) dépourvus de carbone. Ainsi, en extrapolant cette corrélation jusqu’à l’intercepte de l’ordonnée (C/H)0, il est possible de retrouver la composition isotopique des minéraux hydratés contenant l’eau sous forme OH (servant donc de proxy pour retrouver la composition de l’eau), sans contribution de la matière organique (car C/Horganiques = 0, Fig. 3-10a). Grâce à cette méthode, Alexander et al. (2012) ont montré que la composition isotopique de l’eau des CM est appauvrie en D comparée à la glace des comètes (D/HCM water = 86 x 10-6 vs D/H67P

= (530 ± 70) x 10-6, Alexander et al., 2012 ; Altwegg et al., 2015) (Fig. 3-10b).

Il est également possible d’utiliser la corrélation C/H vs D/H in situ dans la matrice de chaque chondrite altérée pour déterminer individuellement la composition isotopique en D/H de leurs minéraux hydratés (Piani et al., 2015). Ainsi, Piani et al. (2018) ont déterminé la valeur isotopique en hydrogène de l’eau de plusieurs CM, dont la météorite Paris. Leurs résultats pour les CM Sayama, Cold Bokkeveld, Mighei, Murray

Fig. 3-9 – Teneur en H2O vs compositions en D/H de la matrice (losanges noirs) et de la roche totale (cercles blancs) des chondrites CM. D’après Piani et al. (2018).

et Murchison confirment les valeurs précédemment trouvées par Alexander et al. (2012)

((D/HCM water = 101 ± 6) x 10-6, Piani et al., 2018) (Fig. 3-10a). Toutefois, cette valeur attendue n’est pas retrouvée dans Paris qui montre une composition isotopique plus enrichie en D que ses homologues, notamment dans sa lithologie la plus primitive ((D/HParis water = 145 ± 25) x 10-6, Piani et al., 2018) (Fig. 3-10b). Piani et al. (2018) ont donc conclu que l’enrichissement en D observé dans Paris n’est pas le résultat d’une contribution de composés organiques plus importante que pour les autres CM, mais bien le résultat d’une eau initiale riche en D, potentiellement originaire du Système Solaire externe. Ceci confirme les interprétations faites précédemment à partir des isotopes de l’oxygène dans les carbonates de Paris.

Il semblerait donc que, à l’heure actuelle, Paris soit la seule chondrite à posséder la signature isotopique d’eau plus riche en D, potentiellement originaire du Système Solaire externe. Alors pourquoi Paris est-elle l’unique CM à posséder de telles

caractéristiques ?

Paris est, jusqu’à présent, la chondrite CM la moins altérée (classifiée en

CM2.7-Fig. 3-10 – a) Représentation schématique montrant l’évolution des rapports C/H vs D/H en fonction des proportions des composés carbonés et minéraux hydratés. b) D/H vs C/H mesurés in situ dans la matrice la moins altérée de Paris et d’autres CM (d’après

eau pourrait être le résultat (i) d’une proportion plus faible de matrice et donc de glace, (ii) d’une perte d’eau par un/des épisode(s) de chauffe suffisamment intense(s) ou (iii) une accrétion hétérogène de glace avec une quantité plus faible de grains de glace comparée aux autres CM. Cependant, Paris contient 63 ± 2 vol% de matrice (Marrocchi et al., 2014), volume quasiment similaire à celui de Murchison (64 vol% pour 9.6 wt% d’H2O+, Alexander et al., 2012; Lee and Lindgren, 2016) et Murray (61 vol% pour 10.4 wt% d’H2O+, Lee and Ellen, 2008; Alexander et al., 2012). De plus, les investigations minéralogiques faites au sein de sa matrice (composée de silicates amorphes et d’inclusions nanométriques de sulfure de fer) démontrent qu’elle n’a pas subi de métamorphisme thermique (Leroux et al., 2015).

En conséquence, il semblerait que Paris ait accrété une quantité plus faible de grains de glace comparée aux autres chondrites CM, minimisant ainsi un "effet de dilution isotopique" entre la glace enrichie en D (minoritaire) et l’eau locale appauvrie en D (largement majoritaire) (Fig. 3-11). Les Fig. 3-12a & b montrent les conséquences de cet effet de dilution sur les valeurs D/H de l’eau des CM. Dans ce modèle, il est considéré que Paris contient 8% d’H2O enrichie en D (comme estimé à partir de l’isotopie des carbonates) mélangée à 92% d’H2O locale (Tableau 3-4).

Ainsi, si on émet l’hypothèse que chaque chondrite CM a accrété la même quantité d’eau riche en D que Paris (i.e., 8% soit ≈ 0.4 wt%) mais à concentration d’eau locale variable (i.e., 4.4-12.5 wt%), alors il est possible de déterminer le pourcentage d’eau externe contenu dans chaque CM (Table 3-4) et de calculer la composition isotopique en hydrogène de l’eau des CM (D/HCM) résultant du mélange isotopique entre l’eau locale (D/Hlocale) et externe (D/Hexterne) suivant les Eq. 3-1 et Eq. 3-2 de bilan de masses isotopiques :

;/=_>? = ;/=_@ABC@D × E 1 − (^[GHIJ]_LMNOP × Q.Q%

[G_HIJ]_STSMU )V + ;/=_DWXDYZD × E^[GHIJ]_LMNOP × Q.Q% [G_HIJ]_STSMU V

(Eq. 3-1)

Fig. 3-11 Représentation

schématique des concentrations d’eau locale et externe dans les CM Paris et illustrant l’effet de dilution isotopique sur les rapports en D/H de l’eau des CM.

;/=

=

Q.Q%

Les résultats du modèle reproduisent avec succès la diminution des rapports isotopiques en D/H de l’eau des CM en fonction de l’augmentation de la teneur en eau. Une meilleure correspondance des données du modèle est obtenue en utilisant l’eau des CM déterminée par Alexander et al. (2012) plutôt que celle calculée par Piani et al. (2018). Toutefois, la concordance optimum est obtenue pour une valeur de l’eau locale de 72 x 10-6. Il est également à noter qu’avec ce modèle, l’eau du Système Solaire externe est nécessairement très enrichie en D (650-1000 x 10-6) comparée à la gamme de valeurs affichées par les comètes (jusqu’à 500 x 10-6, Altwegg et al., 2015), mais reste en accord avec les valeurs mesurées pour l’eau des minéraux hydratés de la chondrite ordinaire Sermakona (150-1600 x 10-6, Piani et al., 2015). Cependant, il est possible de diminuer le D/H de l’eau externe si on augmente la quantité de glace externe accrétée initialement dans Paris (e.g., avec une quantité initiale de 35% d’eau externe, la valeur calculée de l’eau externe diminue à D/Hbest fit = 280 x 10-6).

Si ce modèle est exact, alors celui-ci présente plusieurs implications de premier ordre : (i) toutes les CM ont pu accréter de la glace du Système Solaire externe très enrichie en D et (ii) que le volume d’eau locale initialement incorporé peut masquer cette

Fig. 3-12 – a) & b) Modèles isotopiques H2O vs D/H illustrant l’effet de dilution des plus grandes concentrations en eau pour l’ensemble des CM comparé à Paris pour une eau locale à D/H = 101 x 10-6 (a) et D/H = 72 x 10-6. Les points bleus représentent les compositions en D/H de l’eau des CM mesurées d’après Piani et al. (2018). Les losanges bleus indiquent les valeurs prédites par le modèle considérant un mélange de 8% d’eau du Système Solaire externe avec de l’eau locale. PA : Paris, MC : Murchison, MI : Mighei, MU : Murray, CB : Cold Bokkeveld et SA : Sayama.

6) Conclusions

Les analyses isotopiques en oxygène des carbonates des CM LON 94101 et Maribo ne permettent pas de mettre en évidence la présence de carbonates riches en 17,18O, comme raporté pour la météorite Paris et dans de précédentes études.

Comme pour l’oxygène, les isotopes de l’hydrogène n’ont également pas détecté d’enrichissement en D comme pour la météorite Paris. Cependant, les récentes mesures D/H vs C/H dans la lithologie la plus primitive de Paris confirment l’existence d’eau très riche en D contenue dans les minéraux hydratés de la matrice. Le fait que Paris soit l’unique CM à préserver la signature isotopique d’une eau riche en D du Système Solaire externe peut être la conséquence d’un effet de dilution isotopique dû aux concentrations d’eau plus élevées affichées par d’autres CM.

Combinés, mes résultats et modèles indiquent que de la glace du Système Solaire externe a pu être accrétée de façon générale à l’ensemble des chondrites CM, mais que leur nature bréchique et leur fort degré d’altération peuvent brouiller la détection de cette signature isotopique.

IV. Annexes

Fig. A3-1 – Cartographie MEB de la lame mince Maribo-C montrant la localisation des carbonates de calcium analysés par sonde ionique.

CHAPITRE 4