Régolite et photométrie lunaire

5.1.1. Le régolite lunaire

La couche superficielle appelée régolite (littéralement couverture de roche en grec), qui recouvre la surface de la Lune, est constituée de fragments de roches brisées, abrasées, réagglomérés entre eux par les mécanismes d’impact (météorites et micrométéorites) et irradiés sous l’action du vent solaire et du rayonnement cosmique. D’une profondeur variant entre 45 m pour les régions des mers et 1015 m pour les highlands, plus anciens (McKay et al. [1991]), le régolite renseigne sur les mécanismes d’impact à l’échelle locale et micro- échelle, ainsi que sur les interactions que subit une surface planétaire dépourvue d’atmosphère avec le milieu interplanétaire.

Dans le domaine des études lunaires, le terme régolite est souvent utilisé de façon synonyme avec celui de sol, ce dernier désignant historiquement la portion de régolite dont les particules ont un diamètre 1 cm (McKay et al. [1991]). Une classification plus précise de cette composante a également été faite par la suite : fines fait référence à la fraction de

diamètre inférieur à 1 mm, et poussière renvoie à celle de diamètre inférieur à 100 ȝm

(Colwell et al. [2007]).

Le flux de météorites et micrométéorites (diamètre 1 mm) est l’agent principal de

formation du régolite, du sol et des poussières depuis les derniers 4.6 milliards d’années. Avec une moindre importance, les rayonnements cosmique et solaire interviennent aussi, causant la spallation, la vaporisation et l’irradiation des particules affectées. L’évolution de la

surface lunaire résulte donc de l’ensemble de ces processus extérieurs, appelé space

weathering, qui retravaille en permanence la surface ; ses effets sur le sol lunaire sont connus

sous le nom de maturation, et le degré auquel le sol a été exposé au space weathering est

caractérisé par son degré de maturité (McKay et al. [1991]). Cette maturité est presque

entièrement déterminée par l’équilibre entre deux processus opposés, l’un destructif, l’autre constructif (Taylor [2008]) :

x cassage et pulvérisation via les processus du space weathering,

x agrégation de particules du sol par le verre produit lors des impacts météoritiques et

micrométéoritiques, le verre jouant le rôle de liant lors de son refroidissement.

Les propriétés physiques du régolite lunaire sont modifiées par les processus de space

x changement de la taille moyenne des grains et de la distribution en taille des particules ;

x production de verre d’impact et d’agglutinates (débris de roches et minéraux liés entre

eux par du verre) par les petites quantités de verre générées suite aux impacts micrométéoritiques ;

x réduction du Fe2+ dans le verre et les minéraux en fer métallique qui crée des

particules de fer de taille inférieure au micron et constitue un dépôt autour des grains ;

x implantation de gaz du vent solaire.

L’évolution physique des grains induit une modification des propriétés optiques du régolite, qui s’assombrit avec le temps ; cela a par exemple pour conséquence d’atténuer le contraste optique des raies d’éjecta brillantes (matériau immature) des cratères, qui finissent par disparaître. Dans un spectre de réflectance, le processus de maturation a pour effet d’abaisser la réflectance globale, de réduire l’intensité des bandes d’absorption, et d’augmenter la pente du continuum. Il est donc important de déterminer ce degré d’évolution et d’en tenir compte pour l’interprétation des données spectrales optiques, en termes d’abondance en éléments chimiques ou de minéralogie. Les mesures photométriques sont en mesure d’apporter de tels renseignements sur l’état de maturité d’un sol, en permettant l’étude de la granulométrie et de la texture des particules.

Le régolite lunaire est en partie composé de roches et de fragments de minéraux

provenant de la roche locale en place (bedrock) sous-jacente qui ont été brisés par les impacts

de météorites, et est considéré représentatif de la minéralogie locale sous-jacente (Bugiolacchi et al. [2011]). Les minéraux majeurs des roches lunaires sont les pyroxènes (OPX et CPX), l’olivine, le plagioclase et l’ilménite. Il est à noter que du fait du transport balistique par les

impacts, une brèche (agrégats de roches et minéraux soudés entre eux par du verre) ou un

échantillon de sol peut contenir une plus grande diversité de roches que celle existante in situ

dans le bedrock local.

À l’échelle de l’astre, la composition du sol lunaire varie entre les basaltes (mers), sombres, et les anorthosites (highlands), claires, riches en feldspath. Plus d’un quart des

particules sont des agglutinates, avec une plus petite fraction de verres et de brèches générés

par les impacts (Colwell et al. [2007]). Les unités géologiques plus locales que sont les dépôts

pyroclastiques sont l’objet de l’étude présentée dans ce chapitre.

5.1.2. État de l’art de la photométrie lunaire

Depuis plus d’un quart de siècle, des inversions du modèle de Hapke (ou de versions légèrement modifiées adaptées aux problèmes étudiés) ont été réalisées sur des données lunaires, martiennes, mercuriennes et sur des astéroïdes (e.g., Warell [2004], Chevrel et al. [2006], Jehl et al. [2008], Hillier et al. [2011] pour des exemples récents). L’évolution et la complexification du modèle de Hapke d’une part (Hapke [1981, 1984, 1986, 2002, 2008]) et l’augmentation de la résolution des données disponibles d’autre part (disque intégré, résolu, données orbitales de plus en plus précises) ont fait que les paramètres photométriques déterminés pour la Lune ne sont pas les mêmes suivant les données et le modèle utilisés (ceci est une autre illustration du problème exploré au chapitre 3).

x Les valeurs de w sont de l’ordre de 0.512r0.010 pour les highlands (terrains clairs) et 007 . 0 333 .

0 r pour les mers (terrains sombres) avec le filtre B (750 nm) de

Clementine (Hillier et al. [1999]) ; de 0.279r0.002 à 550 nm sur disque intégré

(Helfenstein et al. [1997]) ; de 0.168r0.001 sur une courbe de phase à 550 nm de

Rougier (observations télescopiques) de 1933 (Warell [2004]).

x Le paramètre de rugosité T est le plus discuté, avec des valeurs proposées très

variées, notamment : 26.7qr0.1q à 550 nm sur disque intégré (Helfenstein et al.

[1997]) ; 24q 1r q pour les régions sombres (mers), 26q 1r q pour les terrains moyens

et 27q 1r q pour les terrains clairs (highlands) (Helfenstein et Shepard [1999]) ; entre

19° et 38° sur la région de Reiner Gamma (Pinet et al. [2004]) ; 11qr34 à 550 nm

(Warell [2004]).

x Les paramètres b et c sont moins discutés dans la littérature, ou bien non directement

comparables suivant les fonctions de phase utilisées (Henyey-Greenstein à un, deux ou trois paramètres, polynômes de Legendre, etc.). Avec les mêmes conventions que

celles décrites à la partie 2.2.3, Warell [2004] obtient b 0.21r0.02 et c 0.7r0.1 à

partir des observations photométriques de Rougier [1933], ce qui correspond au premier ordre à un comportement de rétrodiffusion.

x Les paramètres d’opposition B0 et h sont les plus délicats à déterminer car seuls les

petits angles de phase (inférieurs à 20° pour le SHOE et à 3° pour le CBOE) peuvent vraiment les contraindre, bien qu’ils apparaissent influer sur une portion beaucoup plus large de la courbe de phase, comme l’ont montré les différentes inversions présentées dans la partie 3.3.6. Si les phases proches de 0° sont fréquemment accessibles depuis la Terre par les télescopes, elles sont en revanche plus difficiles à

obtenir depuis l’orbite. Les valeurs répandues de la littérature donnent B0 autour de 1.0

et h autour de 0.06 (Hillier et al. [1999]).

Jusqu’à très récemment, des courbes de phase intégrées télescopiques assez anciennes telles que celle de Rougier [1933] étaient encore utilisées en photométrie lunaire (e.g., Warell [2004], cf. Fig. 5.1.a). Cependant, des progrès sensibles se font jour actuellement, avec en

particulier les données du Spectral Profiler à bord du satellite japonais SELENE (cf. Fig.

5.1.b) qui permettent d’établir des propriétés photométriques sur différentes régions lunaires et sur un large domaine spectral (Yokota et al. [2011]), et les données de la caméra WAC de la sonde américaine LRO, dont l’objectif est de cartographier les paramètres de Hapke, et donc les propriétés physiques de surface de la Lune, sur l’ensemble de la surface lunaire, à des échelles toujours plus fines (jusqu’au niveau du pixel) à mesure que la densité des données acquises augmentera (Sato et al. [2011b]). Un exemple de courbes de phase modélisées à l’aide des observations de LRO à l’échelle locale est présentée à la figure 5.1.c, où les contrastes d’albédo et de formes des courbes de phase au sein d’une même région sont bien visibles.

En résumé, tout cela montre que la photométrie sur des corps planétaires (via des

télescopes ou des satellites) traitait auparavant seulement d’études globales (disque intégré,

mers ou highlands lunaires) et non locales (quelques km²), à la différence des mesures

multiangulaires devenues progressivement possibles avec les dernières sondes. Au moment de la réalisation de l’étude présentée dans ce chapitre, la seule analyse orbitale de type photométrique menée sur des sols planétaires était l’exploration des propriétés physiques à l’échelle décamétrique au sein du cratère martien de Gusev observé par la caméra HRSC à bord de la sonde Mars Express (Jehl et al. [2008]). L’étude présentée ici, focalisée sur des zones lunaires de quelques km², constitue donc un précurseur des applications de la photométrie lunaire à la caractérisation des unités géologiques locales lunaires.

(a)

(b) (c)

échelle globale

échelle régionale

échelle locale

Fig. 5.1 : (a) Courbe de phase lunaire intégrée à 550 nm observée par Rougier [1933] (cercles rouges), modélisée par Warell [2004] (trait plein et tirets noirs). (b) Courbes de phase observées par le Spectral

Profiler de SELENE sur des terrains d’albédo faible (points bleus), moyen (points verts) et élevé

(points rouges) et modélisées (traits plein) à 752.8 nm ; les zones grisées correspondent aux domaines extrapolés (Yokota et al. [2011]). (c) Courbes de phase modélisées pour 15 groupes d’albédo à 566 nm pour des régions de mer (Oceanus Procellarum, graphe supérieur) et de highland (proche du cratère de Jackson, graphe inférieur) (Sato et al. [2011a]).