Les ´echantillons utilis´es pour cette ´etude correspondent en partie aux ´echantillons pr´esents dans la base de calibration actuelle de ChemCam. Celle-ci a l’avantage de poss´eder de nombreux assem-blages min´eralogiques diff´erents, ce qui permettra `a notre mod`ele d’ˆetre plus robuste aux effets de matrice.
De nouveaux ´echantillons sont ajout´es `a cette base de calibration, correspondant `a des m´elanges de poudres basaltiques auxquelles diff´erents oxydes de fer sont ajout´es, dans diff´erentes proportions. Notre produit basaltique de r´ef´erence est le mˆeme que celui utilis´e pour les exp´eriences sur les milieux granulaires, c’est-`a-dire le JSC Mars-1 (ou JSC-M ; Allen et al., 1998). Bien que ce simulant martien soit parmi les plus utilis´es, le JSC-M n’est pas, en termes en de composition chimique (ni en termes de min´eralogie), un analogue parfait des roches de VRR. Il contient en effet une plus faible concentration en SiO2, MgO, FeOT, Na2O and K2O et une proportion plus importante de TiO2, Al2O3 et CaO (cf. Annexe C.1 pour un d´etail sur la composition chimique). La nature des esp`eces volatiles est ´egalement diff´erente entre le JSC-M et les roches martiennes. Le JSC-M est principalement riche en H2O, alors que le soufre est pr´esent en plus grande abondance dans les roches de Gale (Peterset al., 2008; Thompsonet al., 2020).
Dans nos ´echantillons, nous n’avons utilis´e que la fraction fine (inf´erieure `a 45 µm) du JSC-M, de mani`ere `a obtenir des m´elanges dont les tailles des phases pr´esentes soient significativement inf´erieures `
a la taille du faisceau laser ChemCam, permettant ainsi de minimiser les probl`emes d’h´et´erog´en´eit´e d’analyse. La composition chimique de la fraction fine a ´et´e analys´ee par spectrom´etrie de masse `a plasma `a couplage inductif par ablation laser (LA-ICP-MS). Une estimation pr´ecise de la teneur en fer de nos ´echantillons est n´ecessaire pour le besoin de cette ´etude, le tamisage induisant des variations min´eralogiques et chimiques par rapport aubulk. Une mesure par LA-ICP-MS nous donne ´egalement une id´ee de l’homog´en´eit´e de la cible bien que celle-ci soit purement indicative car la taille du faisceau laser LA-ICP-MS est largement inf´erieure `a la taille du faisceau ChemCam (respectivement ∼60 µm et 425
µm±25 ; Chideet al., 2019). Huit points d’analyse sont effectu´es, ce qui permet d’avoir une composition repr´esentative de la cible (de la mˆeme mani`ere que les observations ChemCam sur Mars). Bien que le JSC-M soit un analogue chimique imparfait, ce produit basaltique a ´et´e s´electionn´e pour nos exp´eriences en raison de sa relative haute teneur en fer. En effet, la fraction tamis´ee contient ∼16.5 wt.% FeOT. Par comparaison, les simulants martiens Mojave ou le BHVO2 (deux autres simulants fr´equemment uti-lis´es dans les ´etudes martiennes) contiennent respectivement ∼10.0 et∼10.9 wt.% FeOT (Peters et al., 2008; Wilson, 1997). Bien que sup´erieure aux teneurs en fer globalement rencontr´ees dans les basaltes
terrestres, l’abondance en fer du JSC-M reste inf´erieure `a la concentration moyenne enregistr´ee dans les roches de Gale (∼20.68±2.6 wt.% FeOT d’apr`es APXS ; Thompsonet al., 2020). En cons´equence, pour mieux repr´esenter les conditions martiennes, de l’ilm´enite naturelle (Fe2+TiO3) est ajout´ee `a notre poudre basaltique de r´ef´erence pour rehausser sa concentration en fer (14 wt.% ilm´enite - 86 wt.% JSC-M). Des analyses LA-ICP-MS ´egalement r´ealis´ees sur cet ´echantillon confirment sa relative puret´e (cf. Annexe C.2 pour le d´etail de la composition). Les ´el´ements volatils sont ´egalement plus abondants dans le simulant JSC-M (non tamis´e) que dans les roches de VRR. Nos exp´eriences utilisant une thermo-balance (∼200◦C pendant 1/2 heure) ont montr´e qu’au moins 11 wt.% d’´el´ements volatils ´etaient pr´esents dans la fraction non tamis´ee du JSC-M. Cependant nous verrons par la suite que l’abondance en H2O n’impacte pas notre courbe de calibration car notre m´ethode n’y est pas sensibles. Les raies de l’hydrog`ene pr´esentes dans la partie VNIR seront en effet masqu´ees dans nos spectres LIBS. De plus, cette valeur de 11 wt.% d’esp`eces volatiles correspond `a une limite haute puisque la mise en place des ´echantillons dans le vide de la chambre martienne provoque un d´egazage cons´equent, et une forte perte en H2O.
Trois oxydes de fer diff´erents ont ´et´e utilis´es dans nos ´echantillons du fait de leurs occurrences `
a la surface de Mars.
1. Le premier oxyde de fer utilis´e dans nos ´echantillons est l’h´ematite (Fe3+2 O3), car il est pr´esent en abondance `a VRR. Il est l’oxyde fer le plus stable thermodynamiquement dans les conditions martiennes (Gooding, 1978; Morris et al., 1989), et est le produit final de beaucoup de chemins r´eactionnels chimiques et thermiques des autres oxydes de fer (Barr´on et Torrent, 2002; Morris
et al., 1998). Ce min´eral a ´et´e observ´e abondamment `a la surface de Mars, par les donn´ees orbitales (e.g., Christensen et al., 2000), in situ dans le crat`ere Gusev (e.g., Morris et al., 2006), `a Gale
(e.g., Rampe et al., 2020a) ou encore sous la forme de concr´etions diag´en´etiques `a Meridiani
(e.g., McLennan et al., 2005). Des particules d’h´ematite de taille nanom´etrique sont ´egalement incorpor´ees dans la poussi`ere omnipr´esente `a la surface de Mars (e.g., Morriset al., 1989). 2. Le second oxyde de fer utilis´e dans nos ´echantillons est la magn´etite (Fe3+2 Fe2+O4) qui correspond
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a un oxyde de fer de valence mixte. Bien que globalement pr´esente en moindre abondance que l’h´ematite, la magn´etite est ´egalement observ´ee `a Gusev (e.g., Morris et al., 2006), `a Gale (e.g., Rampe et al., 2020a) et dans la poussi`ere (e.g., Goetz et al., 2005). Dans le crat`ere Gale, la magn´etite est principalement pr´esente dans les roches s´edimentaires de Bradbury `a Yellowknife Bay jusqu’`a Pahrumps Hills (e.g., Bristowet al., 2018). En revanche, l’h´ematite domine dans la formation deMurray, depuisPahrumps Hills jusqu’`a VRR (except´e dans les forages deTelegraph Peak et Bucksin).
3. Le troisi`eme min´eral utilis´e dans nos ´echantillons est la goethite (Fe3+O(OH)) qui est un oxyhy-droxyde de fer qui se forme en condition aqueuse. Il n’est pas thermodynamiquement stable en conditions de surface martienne (Burns et Fisher, 1990), mais ´etant m´etastable sur une longue p´eriode de temps, il est encore pr´esent dans certaines roches (e.g., dans les plaines deColumbia Hills du crat`ereGusev; Morriset al., 2006), mais reste encore non observ´e `aGale. La goethite est ´
egalement pr´esente dans certaines m´et´eorites (Bridgeset al., 2001; Gattacceca et al., 2014). Elle est un pr´ecurseur potentiel important `a la formation d’h´ematite par d´eshydratation (Glotchet al., 2004; Zolotov et Shock, 2005).
Parmi nos oxydes de fer, seule l’ilm´enite provient d’un ´echantillon naturel alors que les poudres d’h´ematite, de magn´etite et de goethite sont des produits commerciaux (Sigma Aldrich). La composi-tion chimique des ´echantillons d’h´ematite et de goethite a ´et´e contrˆol´ee par LA-ICP-MS montrant une composition tr`es pure (cf. Annexe C.3). Chacun de ces oxydes de fer a ´et´e m´elang´e avec le simulant de
r´egolithe JSC-1 Mars (et l’ilm´enite), `a diff´erentes concentrations (de 0 `a 100 wt.% pour la s´erie h´ematite et goethite ; et de 0 `a 25 wt.% pour la magn´etite) telles que donn´ees dans l’Annexe C.4. L’intervalle des abondances de fer de nos ´echantillons est intentionnellement bas dans la gamme 20-30 wt.% FeOT de fa¸con `a obtenir une pr´ecision plus importante pour des roches l´eg`erement enrichies en fer par rapport au niveau moyen observ´e dans les roches deGale.
Des m´elanges compl´ementaires sont ´egalement r´ealis´es pour de relativement faibles abondances en fer (< 15 wt.% FeOT). Ces derniers ´echantillons nous servent principalement `a v´erifier la bonne corr´elation entre nos ´echantillons et ceux de la base de calibration ChemCam qui poss`edent des abon-dances en fer dans cette gamme de composition. Des m´elanges entre le JSC-M (sans ilm´enite) et des sul-fates de calcium (anhydrite, bassanite et gypse en proportions ´equivalentes) ou du sulfate de magn´esium (kies´erite) sont ainsi r´ealis´es. Un ´echantillon de simulant martien Mojave (Peterset al., 2008) ainsi que le produit basaltique BHVO2 (Wilson, 1997) m´elang´e `a quelques pourcents d’h´ematite (0.5, 1, 2 and 3 wt.%) sont ´egalement r´ealis´es. Finalement une derni`ere s´erie de JSC-M (sans ilm´enite) avec de l’h´ematite vient finalement compl´eter nos s´eries d’´echantillons.
Le nombre total d’´echantillons synth´etis´es pour cette ´etude est de 55 (cf. Annexe C.4). L’abon-dance en fer pr´esent dans nos ´echantillons est calcul´ee simplement par une somme pond´er´ee des produits impliqu´es. `A la diff´erence de la fraction tamis´ee du JSC-M, de l’ilm´enite, de l’h´ematite et de la goethite qui ont ´et´e analys´ees par une m´ethode ind´ependante sp´ecialement pour cette ´etude, nous utilisons les concentrations th´eoriques pour la magn´etite et les sulfates car ces derniers correspondent `a des produits commerciaux avec un haut degr´e de puret´e (>97%).
Chaque ´echantillon est m´elang´e au pilon dans un mortier afin d’obtenir par cisaillement le m´elange le plus homog`ene possible. Chaque poudre est ensuite press´ee en pastille (13 mm de diam`etre) sous 10 tonnes de pression de mani`ere `a obtenir un analogue de roche s´edimentaire suffisamment indur´e pour ˆetre analys´e par un faisceau LIBS (Figure 4.7). Cinq points d’analyse sont acquis par ´echantillon, chaque point correspond `a une s´erie de 30 tirs LIBS et `a autant de spectres passifs. Les donn´ees LIBS sont disponibles dans Davidet al.(2020b) et Davidet al.(2020c).
Figure 4.7 – ´Echantillons press´es sous forme de pastilles (13 mm de diam`etre) des m´elanges de poudre basaltique (JSC-M, ilm´enite et oxydes de fer) incluant diff´erentes proportions d’h´ematite (apr`es tirs LIBS, gauche) et diff´erentes proportions de goethite (avant tirs LIBS, droite).