Caracterisation mineralogique par les observations orbitales et in situ

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Un d´ebat sur les environnements associ´es

Les grandes `eres g´eologiques de Mars traduisent diﬀ´erents environnements, qui permettent la formation de produits d’alt´eration de natures diverses. Cette transition dans la nature des produits form´es a conduit Bibring et al. (2006) a` nommer ces diﬀ´erentes p´eriodes : Phyllosien, Th´eikien, et Sid´erikien, qui correspondent globalement aux `eres noachienne, hesp´erienne et amazonienne (Figure 1.3). La premi`ere p´eriode (phyllosien) serait domin´ee par des conditions humides et chaudes en milieu neutre a` alcalin, avec une atmosph`ere plus dense et o`u l’eau serait abondante, conduisant a` former des argiles. La seconde p´eriode (theiikien) refl´eterait des conditions plus acides et arides, o`u l’eau est plus rare, ce qui permet-trait la formation de sulfate. La transition entre ces deux ´epoques se caract´eriserait par un changement climatique global, en lien avec l’activit´e volcanique et un important d´egazage de soufre. Finalement, le Sid´erikien correspondrait aux conditions actuelles, froides et arides, o`u l’eau liquide devient quasi-inexistante et o`u les roches s’oxydent au contact de l’atmosph`ere.
Cependant, ce paradigme est remis en question depuis quelques ann´ees. Au mod`ele chaud et humide du Noachien s’oppose maintenant un mod`ele froid et humide. En eﬀet, les simulations num´eriques climatiques peinent a` reproduire un environnement chaud en consid´erant un soleil jeune moins energ´etique qu’aujourd’hui (Forget et al., 2013; Wordsworth et al., 2013). La surface serait selon ces mod`eles gel´ee en permanence. Les t´emoins g´eomorphologiques d’eau liquide comme les r´eseaux de vall´ees refl´eteraient alors des ´ev`enements de r´echauﬀement ponctuels (Wordsworth, 2016). L’´ecoulement de torrents sous-glaciaires par la fonte ´episodique de glace suite a` l’activit´e volcanique ou d’impacts, ou des ph´enom`enes de sape-ments par eﬀondrement de tunnels de sub-surfaces dˆu a` la percolation d’eau souterraine (Mangold et al., 2016a) sont des processus envisageables.
Par ailleurs, la d´ecouverte de carbonates dans des terrains noachiens/hesp´eriens (e.g., a` Nili Fossae ; Ehlmann et al., 2008), instables dans les conditions d’acidit´e g´en´erale qui ont et´ propos´ees pour l’`ere hesp´erienne, relance ´egalement un d´ebat (e.g., Murchie et al., 2009; Dehouck et al., 2012). Cette derni`ere ´etude sugg`ere par ailleurs que l’alt´eration locale/r´egionale de basaltes riches en sulfure pourrait expliquer les d´epˆots de sulfates et qu’un ´ev`enement acide a` l’´echelle globale n’est pas n´ecessaire pour expliquer les observations.
Ces r´ecentes discussions illustrent la complexit´ de d´echiﬀrer les “archives” g´eologiques d’une plan`ete, et la n´ecessit´ d’acqu´erir sans cesse de nouvelles donn´ees pour mieux comprendre son histoire.

Caract´erisation min´eralogique par les observations orbitales et in situ

Une surface ign´ee

Les produits d’alt´eration sont d´eriv´es d’une roche pr´ecurseur. Il est donc important dans un premier temps de s’int´eresser a` la composition primaire de la croˆute martienne. Les donn´ees orbitales de la surface de Mars par l’instrument TES (Thermal Emission Spectrometer) a` bord de Mars Global Surveyor ont permis pour la premi`ere fois d’obtenir des compositions min´eralogiques a` grande ´echelle avec une relativement bonne r´esolution (∼3 km.pixel−1). Les donn´ees spectroscopiques infrarouges ont contraint pour la premi`ere fois la min´eralogie des terrains sombres de l’h´emisph`ere sud (d´enu´es de poussi`eres), as-soci´ee au Noachien. Ils correspondraient a` des terrains basaltiques majoritairement compos´es de min´eraux ign´es de plagioclases (∼An60) et de pyrox`enes, avec des abondances variables (10-15 wt.%) en olivines principalement magn´esiennes (Christensen et al., 2000; Bandfield et al., 2000; Bandfield, 2002). Les terrains plus clairs au nord (correspondant a` l’Hesp´erien) montrent la pr´esence de pla-gioclase, de verre riche en silice ainsi qu’une plus faible d´etection de pyrox`ene compar´ee aux terrains noachiens (Bandfield et al., 2000; Ruﬀ et Christensen, 2002). Ces observations sont d’abord interpr´et´ees comme refl´etant la pr´esence de basaltes and´esitiques et/ou and´esites. Cependant, cette observation est controvers´ee. TES ne mesure que les premiers microns de la surface, et l’enrichissement en silice de ces roches pourrait ˆetre li´e plus simplement a` la pr´esence de vernis d’alt´eration riches en argiles et en silices amorphes (Wyatt et McSween, 2002). Le spectrom`etre Gamma (GRS) a` bord de Mars Odyssey, dont la profondeur d’analyse est plus importante (10-100 cm), r´ev`ele la pr´esence d’un enrichissement dans ces roches en Fe, K et Th mais pas en Si (Karunatillake et al., 2006), ce qui semble supporter le mod`ele d’alt´eration. Les concentrations globales en SiO2, de l’ordre de ∼40-46 wt.%, sont coh´erentes avec des roches basaltiques (Boynton et al., 2007). Bien que des mat´eriaux volcaniques evolu´es aient et´ observ´es localement par l’instrument THEMIS (Thermal Emission Imaging System), le faible nombre de d´etections a` cette ´epoque sugg`ere, d’une mani`ere g´en´erale, une diﬀ´erenciation magmatique tr`es limit´ee parmi les roches de surface (Christensen et al., 2005; McSween et al., 2009). L’instrument OMEGA (Observatoire pour la Min´eralogie, l’Eau, les Glaces et l’Activit´e), a` bord de Mars Express, dont la r´esolution peut descendre suivant l’orbite a` quelques centaines de m`etres, apporte de nouvelles contraintes min´eralogiques. Des pyrox`enes pauvres en Ca (orthopyrox`enes) sont d´etect´es dans les terrains noachiens, et riches en Ca (clinopyrox`enes) dans les coul´ees volcaniques plus r´ecentes qui pourraient traduire une ´evolution des processus magmatiques martiens (Mustard et al., 2005; Flahaut et al., 2012). Certaines roches des plaines du nord ont des spectres coh´erents avec des verres riches en Si et Fe, ce qui est interpr´et´ par Horgan et Bell (2012) comme le r´esultat d’une alt´eration post-d´epˆot par des eaux mod´er´ement acides, compatible avec les r´esultats pr´ec´edents.
Finalement, si une composition globalement basaltique des roches de la croˆute a et´ confirm´ee par les ´etudes in situ, des roches riches en silice et en el´ements alcalins (c’est-a`-dire enrichies en plagioclase par rapport aux pyrox`enes et olivines) sont ´egalement observ´ees par Spirit (i.e., trachy-basalte, McSween et al., 2006), puis plus tard, par Curiosity (Sautter et al., 2015; Cousin et al., 2017a). Ces d´ecouvertes ap-portent un nouveau regard sur l’´evolution de la croˆute martienne qui jusqu’`a r´ecemment ´etait consid´er´ee comme exclusivement de nature basaltique. Elles mettent en lumi`ere qu’une diﬀ´erenciation par cristal-lisation fractionn´ee a eu lieu sur Mars. Cette vision sera par ailleurs confirm´ee par la d´ecouverte sur Terre de m´et´eorites martiennes noachiennes (NWA 7533, ou Black Beauty), dat´ees a` -4.4 Ga, et riches en clastes felsiques indiquant un magmatisme primitif alcalin a` la surface de Mars (Hewins et al., 2017).
Les expressions d’une diversit´ magmatique ont ´egalement et´ fournies par la d´etection depuis l’orbite d’anorthosites et de granito¨ıdes (Carter et Poulet, 2013; Wray et al., 2013), en particulier sur les pics centraux des crat`eres d’impact, ce qui sugg´ererait la possibilit´e d’une couche enfouie en profondeur. A partir de donn´ees gravim´etriques, la pr´esence d’un bloc crustal recouvert par l’activit´e volcanique r´ecente dans la zone de Terra Cimmeria-Sirenum est ´egalement envisag´ee par Bouley et al. (2020).

D´etection des phyllosilicates

Les donn´ees TES sugg´eraient d´ej`a la pr´esence de silicates en feuillets mais ces observations ´etaient ambigu¨es (Bandfield, 2002). Les premi`eres d´etections incontestables de phyllosilicates ont et´e ef-fectu´ees plus tardivement par OMEGA (Bibring et al., 2005; Poulet et al., 2005; Loizeau et al., 2007; Mustard et al., 2008), principalement associ´ees aux terrains noachiens du sud (Figure 1.5). Quelques d´epˆots s´edimentaires contenant des argiles sont identifi´es mais la majorit´e des d´etections se font dans les pics centraux, flancs et ´ejectas des crat`eres d’impact. Au nord, seuls les plus importants crat`eres montrent des signatures. La pr´esence d’argiles dans les crat`eres ou les ´ejectas associ´es sugg`ere une excavation de mat´eriaux enfouis. Bien que ce sc´enario soit g´en´eralement pr´ef´er´ (Mangold et al., 2007), d’autres pro-cessus tels que l’activit´e de cellules hydrothermales induites par l’impact, ou le fait que les crat`eres aient servi de bassin d’accumulation des s´ediments, pourraient contribuer a` la corr´elation (Ehlmann et al., 2013). Les argiles les plus abondantes a` la surface de Mars correspondent a` des smectites riches en fer et en magn´esium, et repr´esentent ∼75% des d´etections des silicates hydrat´es (Ehlmann et al., 2013). Par exemple, a` Nili Fossae, des smectites magn´esiennes sont d´etect´ees (Ehlmann et al., 2009) dont la signa-ture serait coh´erente avec des saponites. Dans le crat`ere Gale, ce sont principalement des nontronites, le pˆole ferrique des smectites, qui sont identifi´ees depuis l’orbite (Milliken et al., 2010) de la mˆeme mani`ere qu’`a Mawrth Vallis (Poulet et al., 2005). Le delta du crat`ere Jezero contient ´egalement des smectites Fe/Mg, en plus de carbonate (Murchie et al., 2009).
La pr´edominance de smectites riches en fer et magn´esium contenant a` la fois des ions insolubles (Fe3+, Al3+) et solubles (Mg2+ et Ca2+) indiquerait un faible fractionnement des el´ements et donc un les-sivage mod´er´ (Chevrier et al., 2007). La pr´esence de nontronites impliquerait par ailleurs des conditions oxydantes faiblement acides a` alcalines (Chevrier et al., 2007). Des smectites plus riches en aluminium de type montmorillonite sont ´egalement identifi´ees, ainsi que plus tardivement kaolinite et be¨ıdellite, en particulier a` Mawrth Vallis et Nili Fossae (Loizeau et al., 2010; Bishop et al., 2011; Carter et al., 2015), situ´es stratigraphiquement au-dessus de certaines zones a` smectites riches en fer et en magn´esium. Cette relation stratigraphique implique soit un lessivage en syst`eme ouvert et une migration des el´ements les plus mobiles, soit un changement dans les conditions de d´epˆots a` travers le temps (Ehlmann et al., 2009, 2013; Carter et al., 2015). Finalement, des d´etections ´eparses et plus restreintes de serpentine et d’illite sont ´egalement r´ealis´ees (Ehlmann et al., 2009, 2010). L’illite et la chlorite sont les phases attendues en particulier lors de la diag´en`ese d’enfouissement de smectites et de kaolinites (Meunier, 2003). D’une mani`ere plus globale, les chlorites sont ´egalement abondamment identifi´ees, presque exclusivement as-soci´ees aux crat`eres d’impact (Ehlmann et al., 2011).

D´etection des sulfates

L’importante concentration en soufre dans les m´et´eorites (King et McLennan, 2010) et les sols martiens (6.16 wt.% SO3 ; Taylor et McLennan, 2009) sugg`ere que cet el´ement est particuli`erement abon-dant sur Mars en comparaison de la Terre. Le cycle du soufre joue donc probablement un rˆole dominant dans les processus superficiels de la plan`ete et la min´eralogie des s´ediments (McLennan et Grotzinger, 2008). Les d´etections de soufre sous forme de sulfates hydrat´es sont principalement r´ealis´ees dans les ter-rains hesp´eriens (Figure 1.5). Ceux-ci sont principalement distribu´es le long d’une bande ´equatoriale entre Valles Marineris et Meridiani Planum (Gendrin et al., 2005; Sefton-Nash et al., 2012), mais ´egalement proches de la calotte polaire nord (Langevin et al., 2005) ou encore dans certains crat`eres d’impact rem-plis de s´ediment comme le crat`ere Gale (Milliken et al., 2010). Les d´etections par OMEGA correspondent a` des sulfates de calcium (gypse), a` des sulfates de magn´esium (kies´erite) et a` de sulfates polyhydrat´es non identifi´es (Langevin et al., 2005; Gendrin et al., 2005) formant des d´epˆots de plusieurs kilom`etres d’envergure. Certaines signatures sont coh´erentes avec des sulfates ferriques hydrat´es tels que l’amaran-tite, la schwermannite ou la jarosite (Poulet et al., 2008). L’instrument CRISM (Compact Reconnaissance Imaging Spectrometer for Mars) permet d’´etoﬀer la liste de d´etection des sulfates avec des occurrences de bassanite (et de jarosite) a` Mawrth Vallis (Wray et al., 2010; Farrand et al., 2009), et de l’alunite a` Terra Sirenum (Swayze et al., 2008).
Les aﬄeurements de Meridiani (formation Burns) analys´es par Opportunity contiennent d’im-portantes concentrations en sulfates et jusqu’`a 25 wt.% de SO3 sont mesur´es (Clark et al., 2005). En plus des sulfates de magn´esium (∼18 wt%) et de calcium (∼10 wt.%), ∼10 wt.% de sulfate de fer (jarosite) sont identifi´es dans ces roches, t´emoignant par ce dernier de conditions aqueuses a` faible pH durant le d´epˆot (Squyres et al., 2004; Klingelh¨ofer et al., 2004; Ming et al., 2008; McLennan et Grotzinger, 2008). Certaines roches de Columbia Hills (crat`ere Gusev) montrent une augmentation de la concentration en soufre (jusqu’`a 8 wt.% SO3) avec la profondeur, sugg´erant que l’int´erieur des roches est ciment´ par des sulfates (King et McLennan, 2010). Ces roches montrent peu d’enrichissements en Al (par rapport aux cations plus mobiles Ca, Na et K) ce qui pourrait impliquer un lessivage tr`es faible. Bien que le syst`eme puisse ˆetre consid´er´ comme ferm´ du cˆot´e des sorties, la pr´esence importante de sulfates impliquerait en revanche un apport ext´erieur en eau et soufre (Ming et al., 2008).
A la diﬀ´erence des phyllosilicates, les sites d’atterrissages ant´erieurs ont montr´e que les sulfates ´etaient ´egalement une composante importante des sols. A l’´echelle r´egionale, la signature de l’H2O par les donn´ees orbitales GRS (Gamma Ray Spectrometer) semble corr´el´ee aux concentrations en soufre, aux moyennes et basses latitudes de Mars, ce qui supporte le rˆole central des sulfates hydrat´es dans la distri-bution de l’eau (Karunatillake et al., 2014). La pr´esence de sulfate de magn´esium a et´ mise en ´evidence pour la premi`ere fois in situ par le lander Viking (Clark, 1993), suivie de la mˆeme observation par le rover Pathfinder (Foley et al., 2003), qui enregistrent respectivement jusqu’`a ∼10 et ∼8 wt.% SO3. Le lander Phoenix, ´egalement, d´etecte par ses exp´eriences de chimie humide la pr´esence de sulfate dont le plus probable serait le pˆole magn´esien (Kounaves et al., 2010). De mˆeme, Spirit montre que les sols de Gusev contiennent une importante proportion de sulfates (parfois > 20 wt.%) principalement de fer et de magn´esium (Wang et al., 2006b; Yen et al., 2008), ainsi qu’`a Meridiani dans une moindre mesure (Soderblom et al., 2004). Les observations Mini-TES sugg`erent, elles, que ces sulfates sont hydrat´es (Ruﬀ et al., 2006).
Finalement, des sulfates de calcium et jarosite ont et´ identifi´es respectivement dans les m´et´eo-rites amazoniennes nakhlites et chassignite (Wentworth et Gooding, 1994; Wentworth et al., 2000) et de la jarosite dans des Shergottite (Herd, 2006).

D´etection d’oxydes et d’(oxy)hydroxydes de fer

Si la production de phyllosilicates et de sulfates peut ˆetre pr´ef´erentiellement associ´ee a` cer-taines `eres g´eologiques de Mars (Noachien et Hesp´erien), il en est autrement de la formation d’oxydes et d’(oxy)hydroxydes de fer, dont la gen`ese est omnipr´esente tout au long de l’histoire de Mars (bien que ces phases deviennent pr´epond´erantes durant l’Amazonien). Les analyses in situ ont montr´e que le budget en fer est important dans les roches ign´ees martiennes en comparaison des roches terrestres (eg., roche Adirondack a` Gusev : 15.2 wt.% FeOT ; McSween et al., 2004), ainsi que dans les sols martiens (16.7 wt.% FeOT ; Taylor et McLennan, 2009), qui sont par ailleurs dop´es pour ces derniers par une contribution m´et´eoritique (Newsom et Hagerty, 1997; Bland et Smith, 2000). Par cons´equent, une place particuli`ere est attendue pour cet el´ement dans les produits d’alt´eration. Cette importante concentration en fer dans les roches de surfaces pourrait ˆetre le r´esultat d’une diﬀ´erenciation plan´etaire moins pouss´ee que la Terre. La formation d’un noyau de plus petite taille et d’un manteau de plus forte densit´ riche en fer est compatible avec le moment d’inertie de la plan`ete, plus proche d’une sph`ere homog`ene, que celui de la Terre (Taylor et McLennan, 2009).
La pr´esence de phases riches en fer dans le r´egolithe martien a tr`es tˆot et´ propos´ee pour ex-pliquer la couleur rouge caract´eristique de la surface. D´ej`a les observations t´elescopiques sugg´eraient la pr´esence d’oxydes de fer (Singer et al., 1979; Allen et al., 1981). L’orbiteur Viking acquiert des donn´ees multispectrales dans le visible qui sont compatibles avec la pr´esence d’oxydes de fer amorphes (Evans et Adams, 1980). L’instrument OMEGA r´ealise une couverture quasi-compl`ete de la surface, et met en ´evidence la pr´esence importante d’oxydes de fer ferriques, en particulier dans les r´egions hesp´eriennes du nord et amazonienne (Figure 1.6 ; Ody et al., 2012). Ces r´egions correspondent bien aux zones dont les donn´ees TES ont mis en ´evidence la couverture de poussi`ere la plus importante (Ruﬀ et Christensen, 2002).
L’un des atterrisseurs Viking (`a Utopia Planitia) identifie la pr´esence de min´eraux magn´etiques grˆace a` ses exp´eriences d’aimantation, et la pr´esence de magh´emite est sugg´er´ee (Hargraves et al., 1979).
Des phases magn´etiques sont ´egalement captur´ees par les aimants des rover MER (Mars Exploration Rovers : Spirit et Opportunity) dont l’origine serait plutˆot li´ee a` la magn´etite provenant de roches ba- saltiques (Goetz et al., 2005), bien que la pr´esence de magh´emite soit ´egalement possible (Madsen et al., 1999). Cette derni`ere serait ´egalement pr´esente dans les roches analys´ees par Pathfinder (McSween et al., 1999). La magn´etite, elle, est ´egalement observ´ee dans les s´ediments du crat`ere de Gusev (Morris et al., 2006).

Les sols de Mars avant l’`ere Curiosity

Les donn´ees orbitales TES sugg`erent que la poussi`ere ´eolienne serait compos´ee de silicates (principalement feldspath, puis olivine et pyrox`ene), d’une composante amorphe (silicates faiblement cristallins, et nanoparticules d’oxyde de fer), de (titano)-magn´etite et d’h´ematite en moindre abondance (e.g., Goetz et al., 2005; Hamilton et al., 2005; Madsen et al., 2009). Cette composition est assez diﬀ´erente de la poussi`ere terrestre de lithologie granitique et par cons´equent riche en quartz (Ojha et al., 2018).
Les analyses des sols martiens in situ montrent une composition chimique qui semble ˆetre assez homog`ene et pourraient accr´editer l’id´ee d’une homog´en´eisation `a grande ´echelle sur toute la plan`ete. En eﬀet, les deux atterrisseurs Vikings ont d’abord mis en ´evidence la similitude des compositions des sols de leurs sites d’atterrissages respectifs : Chryse Planitia et Utopia Planitia. Ces deux sites, pourtant eloign´es l’un de l’autre (∼6500 km), montrent une composition chimique mafique enrichie en soufre et chlore par rapport `a la croˆute moyenne terrestre (Clark et al., 1977). Les phases auxquelles sont associ´es ces el´ements n’ont pas pu ˆetre d´etermin´ees pr´ecis´ement mais la comparaison des analyses par fluorescence X avec des analogues terrestres sugg´erait une min´eralogie domin´ee par des phases d’alt´eration telles que des smectites, de la kieserite et de la calcite (Arvidson et al., 1989). La caract´erisation de ces phases ´etait d´ej`a une probl´ematique `a l’´epoque. Bien que la poussi`ere martienne pr´esente une plus grande abondance de soufre et de chlore en comparaison de l’ensemble des sols (respectivement 6.8 et 6.2 wt.% SO3 ; Taylor et McLennan, 2009), les ratios S/Cl sont comparables (∼3,7), ce qui sugg`ere que les processus de formation des phases porteuses de ces el´ements dans la poussi`ere et le reste du sol sont probablement g´en´etiquement li´es (Berger et al., 2016).
Sojourner (Mars Pathfinder) mesure ´egalement une composition relativement similaire dans les sols d’Ares Vallis, en comparaison des deux sites pr´ec´edents, bien que l´eg`erement inf´erieure en el´ements alcalins et silice (Br¨uckner et al., 2003; Foley et al., 2003). Les enrichissements en Fe et Mg des sols par rapport aux roches `a proximit´e sugg`erent que la composition des sols n’est pas contrˆol´ee par l’alt´eration m´ecanique des roches locales dans cette r´egion.
Les sites d’atterrissage du crat`ere de Gusev et de Meridiani Planum, respectivement etudi´es par les rovers Spirit et Opportunity, pourtant localis´es `a l’oppos´e l’un de l’autre, ont ´egalement r´ev´el´ des compositions basaltiques tr`es concordantes entre eux et avec les autres sols etudi´es (Figure 1.8 ; McSween et al., 2009; Gellert et al., 2004; Yen et al., 2005). Des analyses min´eralogiques, restreintes aux phases incluant du fer, ont pour la premi`ere fois et´ r´ealis´ees in situ par spectrom´etrie M¨ossbauer, et mettent en ´evidence de l’olivine, des pyrox`enes, de la magn´etite et des nanoparticules d’oxyde de fer (Morris et al., 2004).

Les roches de Bradbury

Les roches rencontr´ees jusqu’`a pr´esent sont essentiellement s´edimentaires, d´eriv´ees de proto-lithes basaltiques. Cependant, de nombreuses roches n’´etant pas en place (float rocks) et issues proba-blement des flancs du crat`ere montrent des textures ign´ees primaires, et des compositions chimiques sugg´erant une diversit´ magmatique dans et autour de Gale. Curiosity observe des roches encore plus evolu´ees qu’`a Gusev de type trachyte, trachyand´esite, et dacite (Stolper et al., 2013; Sautter et al., 2015; Cousin et al., 2017a). Certaines de ces roches sont pr´esentes a` Bradbury (i.e., proche de la zone d’atterrissage) sous la forme de conglom´erats. La forme arrondie de ces clastes, comme la pr´esence de stratifications entrecrois´ees d´emontrent un transport et un d´epˆot en milieu fluvial (Williams et al., 2013; Mangold et al., 2016b). Les observations r´ealis´ees a` Yellowknife Bay, le plus vieux d´epˆot que Curiosity a analys´e, montrent des roches de type gr`es a` grains fins (mudstone, o`u les grains ne sont pas visibles a` l’œil) et plus grossier (sandstone) a` laminations parall`eles, ainsi que des d´epˆots delta¨ıques, t´emoins d’un environnement fluvio-lacustre.
Dans ces roches, CheMin identifie les premi`eres argiles in situ de Mars : des smectites triocta-´edriques de type saponite ferreuse, probablement form´ees sur place (comme la magn´etite observ´ee) suite a` l’alt´eration d’olivine par des eaux lacustres peu salines et a` pH neutre (Bristow et al., 2015). L’illite pourrait ´egalement ˆetre un candidat pour le diﬀractogramme, mais la faible abondance en potassium, sugg`ere plutˆot une smectite (Bristow et al., 2015, 2018). L’indice d’alt´eration chimique CIA (Chemical Index of Alteration ; Nesbitt et Young, 1982), qui permet de mesurer la perte des el´ements mobiles (Ca, Na et K) par rapport a` l’´el´ement immobile Al, montre que les s´ediments de Bradbury ont subi tr`es peu d’alt´eration chimique, ce qui serait coh´erent sur Terre avec une ´erosion et un transport rapide, sous un pal´eoclimat aride et possiblement froid (McLennan et al., 2014).

Les roches du Mont Sharp

Les premi`eres unit´es du Mont Sharp sont atteintes en 2014 et marquent le d´ebut de l’entr´ee du rover dans la formation de Murray, qu’il est toujours actuellement en train d’investiguer. La formation de Murray est divis´ee en diﬀ´erents membres g´eologiques bas´es sur des changements de faci`es. Pahrump Hills en est le premier, et est compos´e de roches s´edimentaires a` grains tr`es fins (mudstone), finement lamin´ees, coh´erentes avec un d´epˆot lacustre (Grotzinger et al., 2015). La pr´esence de quelques fentes de dessiccations, de cibles riches en Na et Cl (halite) (Thomas et al., 2019) et sulfates de calcium et de magn´esium (Rapin et al., 2019) sugg`ere que le lac a pu ˆetre par moments ass´ech´. Cependant, ces obser-vations sont tr`es localis´ees, et leur raret´ indique d’une mani`ere g´en´erale un lac d’une grande long´evit´. Les roches s´edimentaires de Murray poss`edent un indice d’alt´eration chimique (CIA) plus important que les roches de Bradbury, indiquant une alt´eration en syst`eme ouvert avant ou apr`es d´epˆot des s´ediments pendant la diag´en`ese (Mangold et al., 2019).
Les roches s´edimentaires plus jeunes de Stimson (groupe Siccar Point) a` grains plus grossiers (sandstone), localis´ees dans la partie basale du Mont Sharp (Naukluft Plateau et Marias Pass), recouvrent de mani`ere discordante Murray et sont vraisemblablement d’origine ´eolienne (Banham et al., 2018). Des halos d’alt´eration associ´es a` des fractures sont observ´es dans ces roches, riches en silice et en soufre et poss´edant un ratio pyrox`ene/feldspath diminu´e d’un facteur 2 par rapport aux autres roches de Gale. Elles sont interpr´et´ees comme un lessivage par des eaux diag´en´etiques acides, post-lithification, riches en soufre (Yen et al., 2017).

La formation de la ride de Vera Rubin

La seconde probl´ematique de cette th`ese se concentre sur le processus de formation de la ride de Vera Rubin. La majorit´e des hypoth`eses d´ecrites dans la section 1.4.5.2 impliquent que VRR corresponde a` un site d’oxydation pr´ef´erentielle du fer. Si les donn´ees min´eralogiques obtenues par le rover lors de la campagne de VRR attestent eﬀectivement de la pr´esence d’h´ematite en abondance, les informations chimiques, en particulier de ChemCam, sont indispensables pour contraindre plus pr´ecis´ement l’origine g´eologique de la ride. Pour cela, il est n´ecessaire de s’int´eresser aux questions suivantes : comment varie l’abondance en fer des roches le long de la stratigraphie, et plus pr´ecis´ement entre les terrains pr´e-VRR et les roches de la ride elle-mˆeme ? Comment les compositions chimiques varient-elles ´egalement a` l’int´erieur de VRR, lat´eralement et avec l’´el´evation ? Est-il possible de d´eterminer d’´eventuels enrichissements en fer, et, le cas ech´eant les el´ements chimiques qui y sont associ´es, dans le but de caract´eriser la nature de ces phases min´eralogiques riches en fer ?
Dans ces travaux de th`ese, nous tenterons de r´epondre a` ces questions qui nous apporteront des contraintes sur l’environnement g´eochimique associ´ees a` la formation de VRR, et plus particuli`erement sur les conditions redox associ´ees aux fluides.
La m´ethode actuelle de quantification des donn´ees ChemCam est bas´ee sur la comparaison avec une s´erie d’´echantillons (n=408) cens´es ˆetre globalement repr´esentatifs de l’ensemble des compositions pouvant ˆetre observ´ees dans le crat`ere. Cependant, tr`es peu d’´echantillons enrichis en fer, par rapport a` la teneur moyenne observ´ee dans les roches de surface, sont pr´esents dans cette base de calibration. Par cons´equent, la quantification du fer pourrait ne pas ˆetre optimale et souﬀrir d’un manque de dyna-mique pour des assemblages de roches s´edimentaires basaltiques enrichies en h´ematite. Afin de pallier ce probl`eme, un nouveau mod`ele de quantification du fer plus ad´equat pour les roches de VRR a et´ d´evelopp´ afin de r´epondre sans ambigu¨ıt´es aux questions pr´ec´edentes. Ce mod`ele est fond´e sur l’exten-sion de la base de calibration actuelle de ChemCam par des ´echantillons basaltiques dop´es a` diﬀ´erents niveaux en oxydes de fer, analys´es avec la r´eplique de ChemCam en laboratoire, suivie de la construction d’une courbe d’´etalonnage.

La d´etection des argiles `a Gale

La troisi`eme probl´ematique de ce manuscrit se focalise sur la capacit´e de d´etection des ar-giles par l’instrument ChemCam, et plus particuli`erement des smectites. Identifier et caract´eriser les ar-giles dominantes dans les enregistrements s´edimentaires permettrait d’apporter des contraintes chimiques suppl´ementaires sur ces phases, et ainsi de compl´eter les analyses min´eralogiques faites par CheMin. Une telle m´ethode de d´etection permettrait ´egalement d’´etudier leur distribution spatiale dans les roches s´edimentaires de Gale (ce que permet CheMin de mani`ere tr`es limit´ee) et d’obtenir une v´erit´ terrain a` confronter aux observations orbitales. Les phases argileuses poss`edent une faible taille de particules, rendant leur identification et leur caract´erisation par LIBS diﬃciles ; tr`es peu d’´etudes avec ChemCam ont et´ eﬀectu´ees sur cette th´ematique depuis le d´ebut de la mission. Ici, nous voulons tester une m´ethode de d´etection des argiles a` partir des donn´ees de vol de ChemCam qui repose en partie sur l’identification d’enrichissement relatif en aluminium, caract´eristique propre des phyllosilicates identifi´es jusqu’`a pr´esent par CheMin.

Influence de la pression et de la composition de l’atmosph`ere

La composition et la pression de l’atmosph`ere dans laquelle ´evolue le plasma influence signifi- cativement l’intensit´ du signal LIBS (e.g., Knight et al., 2000). A forte pression, l’expansion du plasma est moins importante, se confine pr`es de la surface et celui-ci est plus dense. Le plasma n’est alors plus optiquement transparent pour le laser, ce qui augmente son absorption par le plasma (eﬀet “bouclier”), et diminue l’´energie d´epos´ee sur la cible. La masse ablat´ee et le signal d’´emission sont alors moins importants.
A l’inverse, pour de trop faibles pressions, le confinement du plasma est moindre, ce qui limite ´egalement l’excitation des esp`eces pr´esentes. Par ailleurs, le plasma poss`ede alors une dimension qui peut s’´etendre rapidement hors du champ de vue du dispositif optique collectant le signal. Cet eﬀet limite l’utilisation du LIBS pour les corps `a faible atmosph`ere dans le syst`eme solaire, bien que Lasue et al. (2012) aient montr´e le potentiel de la m´ethode LIBS pour des applications lunaires o`u la pression est faible (∼10−15 bar). La pression atmosph´erique `a la surface de Mars (∼7mbar) est tout de mˆeme plus propice aux analyses LIBS, et mˆeme proche des conditions optimum (Knight et al., 2000; Sall´e et al., 2005). La composition chimique de l’atmosph`ere influence ´egalement la qualit´e du signal LIBS, modifiant le potentiel d’ionisation et la conductivit´e thermique, tous deux jouant sur l’eﬀet bouclier et la quantit´e de mati`ere ablat´ee (e.g., Eﬀen-berger et Scott, 2010). Par ailleurs, les el´ements constituant l’atmosph`ere sont dissoci´es dans le plasma, contaminant le signal ´emis par la cible d’int´erˆet. Dans les conditions martiennes, les raies d’´emission du carbone et de l’oxyg`ene sont compl`etement domin´ees par le CO2 atmosph´erique (Wiens et al., 2013), rendant diﬃcile l’observation de phases min´erales carbonat´ees par exemple (Lie et al., 2015), ou de faire la distinction entre des phases poss´edants diﬀ´erents ´etats d’oxydation (e.g., h´ematite vs magn´etite). C’est pourquoi, dans le cas d’´etudes en laboratoire relatives `a ChemCam, les exp´eriences LIBS doivent ˆetre r´ealis´ees dans des conditions de pression et de composition chimique simulant au mieux les conditions martiennes.

L’instrument ChemCam

ChemCam (Chemistry and Camera) embarqu´ a` bord de Curiosity est une suite instrumentale franco-am´ericaine d´evelopp´ee conjointement par le Los Alamos National Laboratory au Nouveau-Mexique (USA), et par l’Institut de Recherche en Astrophysique et Plan´etologie de Toulouse. En 2004, la NASA s´electionne l’instrument pour faire partie de la charge utile du rover Curiosity. La conception de l’ins-trument jusqu’`a son int´egration sur le rover aura impliqu´e de nombreuses ´equipes et laboratoires, pour arriver a` un instrument respectant les contraintes li´ees a` l’environnement spatial et martien (e.g., poids ; puissance ; r´esistance aux chocs, aux vibrations, aux cycles thermiques …). L’instrument est d´eploy´ a` la surface de Mars depuis 2012 et fonctionne toujours aujourd’hui. Il contribue aux objectifs de la mission MSL a` travers diﬀ´erents axes d´efinis selon Maurice et al. (2012) :
1. D´eterminer la composition chimique des roches (´el´ements majeurs, mineurs et traces).
2. Etudier l’h´et´erog´en´eit´ des cibles.
3. Analyser les sols, les graviers et les roches isol´ees (float rocks).
4. R´ealiser des analyses chimiques suivant la profondeur (depth profils) pour ´etudier des vernis d’alt´eration.
5. Identifier des surfaces gel´ees.
6. Caract´eriser des el´ements nocifs pour l’homme a` la surface.

Description de l’instrument

L’instrument ChemCam se compose en r´ealit´ de deux instruments aux fonctions propres (un imageur et un instrument LIBS), et peut ˆetre dissoci´e en deux parties : le Mast Unit et le Body Unit.

Le Mast Unit

Le Mast Unit est situ´e sur le mˆat de navigation du rover a` 2 m de hauteur (Maurice et al., 2012), pour un poids de 5.8 kg (Figure 2.4.b). C’est dans le Mast Unit qu’est situ´e l’imageur haute r´esolution (RMI – Remote Micro-Imager) qui permet d’obtenir des images contextuelles des cibles (1024×1024 pixels) sur lesquelles les analyses chimiques sont r´ealis´ees. Ces images sont particuli`erement utiles pour localiser les impacts des tirs lasers (et les zones analys´ees) et identifier la texture des roches ou des variations de couleurs, n´ecessaires a` l’interpr´etation des donn´ees. Avec son champ de vue de 20 mrad, cet imageur permet de r´esoudre des d´etails de 1 mm situ´es a` 10 m de distance (Le Mou´elic et al., 2015). Il correspond a` l’imageur poss´edant la plus haute r´esolution parmi les 16 autres cam´eras pr´esentes sur Curiosity. Bien que principalement d´edi´ a` l’analyse des roches dans l’environnement proche du rover, les images RMI prises a` travers le t´elescope peuvent ˆetre focalis´ees a` l’infini, et prendre des images a` grande distance (illustration Figure 2.3), et fournir des informations contextuelles a` plus grande ´echelle.

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Table des matières

1 L’alteration a la surface de Mars
1.1 Generalite sur l’alteration aqueuse
1.1.1 Principaux processus d’alteration
1.1.2 Mobilite des elements en solution
1.2 Les produits d’alteration
1.2.1 Les phyllosilicates
1.2.2 Les sulfates
1.2.3 Les oxydes et (oxy)hydroxydes de fer
1.3 Observations martiennes
1.3.1 Structures geomorphologiques et eres geologiques
1.3.1.1 Le Noachien
1.3.1.2 L’Hesperien
1.3.1.3 L’Amazonien
1.3.1.4 Un debat sur les environnements associes
1.3.2 Caracterisation mineralogique par les observations orbitales et in situ
1.3.2.1 Une surface ignee
1.3.2.2 Detection des phyllosilicates
1.3.2.3 Detection des sulfates
1.3.2.4 Detection d’oxydes et d'(oxy)hydroxydes de fer
1.3.3 Les sols de Mars
1.3.3.1 Denition
1.3.3.2 Les sols de Mars avant l’ere Curiosity
1.4 La mission Mars Science Laboratory
1.4.1 Contexte geologique du cratere Gale
1.4.2 Charge utile du rover Curiosity
1.4.3 Les roches sedimentaires de Gale
1.4.3.1 Les roches de Bradbury
1.4.3.2 Les roches du Mont Sharp
1.4.4 Les sols de Gale
1.4.4.1 Rocknest
1.4.4.2 Les dunes de Bagnold
1.4.5 La ride de Vera Rubin
1.4.5.1 Donnees orbitales
1.4.5.2 Premieres hypotheses de formation
1.5 Problematiques et objectifs de la these
1.5.1 Les sols
1.5.2 La formation de la ride de Vera Rubin
1.5.3 La detection des argiles a Gale
2 Methodologie : la technique LIBS et l’instrument ChemCam
2.1 La spectroscopie de plasma induit par laser
2.1.1 Principes physiques du LIBS
2.1.2 Inuence de la pression et de la composition de l’atmosphere
2.2 L’instrument ChemCam
2.2.1 Description de l’instrument
2.2.1.1 Le Mast Unit
2.2.1.2 Le Body Unit
2.2.1.3 Les cibles de calibration
2.2.2 Points d’observation ChemCam
2.2.3 Les repliques ChemCam de laboratoire
2.3 Traitement des spectres LIBS
2.3.1 Procedure de traitement
2.3.2 Normalisation
2.4 Quantication
2.4.1 Les elements analyses par ChemCam
2.4.2 Les eets de matrice
2.4.3 Methode de quantication des spectres LIBS ChemCam
2.4.3.1 Base de calibration
2.4.3.2 Methode de quantication univariee
2.4.3.3 Methode de quantication : ICA
2.4.3.4 Methode de quantication : PLS
2.4.4 Incertitude et precision du modele
2.5 Conclusion
3 Etude des sols avec ChemCam
3.1 Objectifs de l’etude
3.2 Preparation des echantillons de sols
3.2.1 Les melanges mecaniques
3.2.2 Grains avec vernis de surface
3.3 Acquisition, traitement des donnees et methode ICA
3.4 Resultats experimentaux
3.4.1 Melanges mecaniques
3.4.1.1 Les elements majeurs
3.4.1.2 Le signal d’hydrogene
3.4.1.3 Detection du soufre
3.4.1.4 Eet de la taille des grains sur la variabilite tir-a-tir
3.4.2 Grains avec rev^etement superciel
3.4.2.1 Grains < 500 m avec un rev^etement de surface
3.4.2.2 Grains > 500 m avec un rev^etement de surface
3.4.3 Comparaison entre melanges mecaniques et rev^etements
3.5 Observations martiennes
3.5.1 Les dunes de Bagnold
3.5.1.1 Eet de la taille de grains sur la dispersion
3.5.1.2 Le signal d’hydrogene dans les sols de Bagnold
3.5.2 Comparaison entre les analyses ChemCam et APXS dans les sols d’Aeolis Palus
3.5.3 Contrainte sur la composition chimique de la composante amorphe de Rocknest
3.5.3.1 L’hydratation de la poussiere
3.5.3.2 Compositions relatives des phases de Rocknest
3.5.3.3 Le chlore et le soufre
3.5.3.4 Discussion sur la presence de sulfates
3.5.3.5 Origine possible des sulfates de Rocknest
3.6 Conclusion
4 Modele de calibration du fer
4.1 Contexte de l’etude
4.2 VRR : premieres observations in situ
4.2.1 Les roches de Pettegrove Point
4.2.2 Les roches de Jura
4.2.3 Les gures diagenetiques de Jura
4.3 Objectifs de l’etude
4.4 Preparation des echantillons de reference
4.5 Methode de quantication du fer
4.5.1 Principe de la methode
4.5.2 Selection des longueurs d’onde
4.5.3 Normalisation des spectres de la base de donnees
4.5.4 Retrait des echantillons heterogenes
4.5.5 Resultats des dierentes suites instrumentales
4.5.6 Courbe de calibration et incertitude du modele
4.5.7 Resultats du modele sur les cibles de calibration
4.5.8 Niveau critique et limite de detection
4.6 Tests sur les donnees martiennes
4.6.1 Comparaison avec les resultats du modele MOC
4.6.1.1 Examen visuel des spectres
4.6.1.2 Quantication du fer et somme des oxydes majeurs
4.6.2 Comparaison avec l’instrument APXS
4.6.3 Test sur les meteorites
4.7 Conclusion
5 Le fer dans la ride de Vera Rubin
5.1 Contexte de l’etude
5.2 Les gures diagenetiques
5.2.1 Les gures diagenetiques de Grey Jura
5.2.2 Prols tir-a-tir
5.2.3 Processus de formation des nodules diagenetiques de Jura
5.2.4 Bilan de masse du fer
5.3 Le fer dans les roches sedimentaires de VRR
5.3.1 Abondances moyennes en fer
5.3.2 Variabilite du fer
5.3.3 Analyses des zones enrichies en fer
5.3.3.1 Prols tir-a-tir
5.3.3.2 Variations relatives des elements majeurs
5.3.3.3 Elements \mineurs »
5.4 Discussion
5.4.1 Origine de la variabilite en fer a VRR : un processus diagenetique
5.4.2 Origine de la variabilite en fer a VRR : un processus redox
5.4.3 Distribution du manganese
5.4.4 Hypotheses sur l’origine duuide reducteur et sur l’agent oxydant
5.4.5 Sequences d’evenements proposees a VRR
5.4.6 Scenario duuide chaud
5.5 Conclusion
6 Detection des argiles avec ChemCam
6.1 Objectifs de l’etude
6.2 Methode d’identication des argiles avec ChemCam
6.2.1 Les sites d’echantillonnage de Marimba, Quela et Sebina
6.2.1.1 Les phyllosilicates
6.2.1.2 Les phases non argileuses
6.2.2 L’indice d’alteration chimique CIA
6.2.3 Selection des donnees
6.3 Resultats
6.3.1 Diagrammes ternaires Al2O3 ? CaO + Na2O ? K2O
6.3.2 L’hydrogene et l’indice d’alteration chimique
6.3.3 Les elements majeurs
6.4 Conclusion
Conclusions et perspectives
Bibliographie