Article | 12/04/2017

Impact d'un astéroïde géocroiseur et métamorphisme de choc, cas de l'astroblème de Rochechouart–Chassenon

12/04/2017

Philippe Chèvremont

Géologue retraité du BRGM

Olivier Dequincey

ENS de Lyon / DGESCO

Résumé

Sur les traces d'un impact d'astéroïde : métamorphisme d'impact et indices pour évaluer les caractéristiques de l'impacteur.

Table des matières

Localisation de l'astroblème
Répartition des différents types d'impactites
Métamorphisme de choc dû à l'impact de l'astéroïde de Rochechouart-Chassenon
Caractéristiques de l'impacteur
Références bibliographiques

À la mémoire de François Kraut (1907-1983) qui trouva en 1967 la solution de l'une des plus extraordinaires énigmes géologiques du territoire métropolitain français : les singulières brèches de la région de Rochechouart-Chassenon sont dues à l'impact d'un gigantesque astéroïde.

L'astroblème^[1] de Rochechouart-Chassenon est décrit dans trois articles complémentaires :

L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites : présentation générale et passage en revue des différentes roches et structures issues de l'imapctؘ;
(cet article) Impact d'un astéroïde géocroiseur et métamorphisme de choc, cas de l'astroblème de Rochechouart–Chassenon : le métamorphisme d'impact et les indices pour caractériser l'impacteur ;
À la rencontre de l'astroblème de Rochechouart–Chassenon : se documenter et aller voir sur place les traces résiduelles de l'impact parfois mises en valeur.

Localisation de l'astroblème

Sur le territoire de l'astroblème de Rochechouart–Chassenon, situé géographiquement de part et d'autre de la limite entre les départements de Charente (16) et de Haute-Vienne (87), affleurent différents types de brèches et des cônes de percussion qui témoignent de la chute d'un astéroïde, avec formation d'un cratère d'impact au sein du socle cristallin varisque de la bordure occidentale du Massif central (figures 1 et 2), il y a environ 200 Ma (millions d‘années). D'après P. Lambert (1977) [18] et l'anomalie de Bouguer négative (Pohl et al., 1978 [24]), le cratère initial avait probablement un diamètre de l'ordre de 20 km (cercle blanc, figure 2).

Figure 1. Localisation de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon sur fond géologique de la France

L'astroblème se situe au bout de la flèche blanche.

Carte géologique de la France à 1/1 000 000, 6^e édition révisée, Chantraine et al., 2003.

Figure 2. Localisation régionale de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon

Localisation (cercle blanc) de l'astroblème sur un extrait de la carte géologique de la France à 1/1M (6^e édition révisée) avec les limites des cartes à 1/50 000 et des départements, et localisation de la zone des forages ANDRA-Vienne de 1994-96.

L'histoire géologique régionale a été très mouvementée autant avant l'impact, avec l'édification de la chaîne varisque (hercynienne), qu'après l'impact avec notamment un recouvrement par la mer jurassique, l'ouverture du Golfe de Gascogne au cours de l'Aptien-Albien (113 à 96 Ma), un nouveau recouvrement par la mer au Crétacé supérieur, et plusieurs périodes d'altération et d'érosion. Des articles spécifiques présenteront par ailleurs cette complexe histoire régionale anté- et post-impact.

La morphologie en creux du cratère initial a complètement disparu du paysage (figure 3). Les témoins de l'impact d'astéroïde sont différents types d'impactites, comprenant notamment des brèches polylithologiques de retombée, qui apparaissent actuellement sous forme de lambeaux de taille variable, dispersés sur des plateaux, et témoignent ainsi d'un original phénomène d'inversion de relief.

La datation radiométrique la plus fiable semble être la plus récente, c‘est-à-dire la datation par la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar publiée par Schmieder et al. (2010) [32], qui donne un âge de l'ordre de 200 Ma. Cette datation à environ 200 Ma permet de corréler l'impact avec les tsunamites^[2] datées de la fin du Trias qui se trouvent dans les îles anglo-normandes (Schmieder et al., 2010).

Répartition des différents types d'impactites

La figure 3 correspond au schéma structural qui figure en marge de la carte géologique de la France à 1/50 000 - feuille Rochechouart (n°687, Chèvremont et Floc'h, 1996) [6]. Les impactites y sont représentées de façon simplifiée dans leur contexte géologique régional anté- et post-impact.

À partir de la maquette de la carte géologique à 1/50 000 précitée, Guy Colombeau (laboratoire de géologie, Université de Limoges) a établi en 1995 une carte simplifiée (figure 4).

Aujourd'hui, le cratère d'impact est fortement érodé, de sorte qu'il ne reste plus aucune trace morphologique de l'ancien cratère et qu'il ne subsiste plus que des lambeaux de brèches d'impact, répartis de façon à peu près symétrique par rapport à l'actuelle limite départementale entre la Charente (16) à l'Ouest et la Haute-Vienne (87) à l'Est (figure 2). Ces brèches se divisent en deux catégories : d'une part, des brèches polylithologiques et allochtones, constituées d'un matériel éjecté de la cavité transitoire, puis retombé, et d'autre part des brèches de dislocation et des cataclasites d'impact associées, subautochtones à autochtones et généralement monolithologiques, issues de la fracturation sans (ou avec peu de) déplacement du matériel du substratum impacté.

Figure 3. Schéma structural de la carte géologique de la France, feuille de Rochechouart à 1/50 000

Figure reproduite avec l'aimable autorisation du BRGM.

FORMATIONS SUPERFICIELLES

1. et 2.

IMPACTITES environ 200 Ma

3. Brèches polygéniques de retombée

3a. "Brèches" de fusion de type Babaudus

4. Brèches monogéniques de dislocation et cataclasites d'impact (la teinte du fond est celle de la roche cristalline affectée)

5. Limite du cratère initial (Ø = 20 km d'après P. Lambert, 1974)

SOCLE VARISQUE

6. à 15. : Roches plutoniques à subvolcaniques

16 à 28 : Roches métamorphiques (USG, UIG, UPA)

MÉTAMORPHISME

29. Métamorphisme de contact

30. à 34. Métamorphisme régional

Figure 4. Carte géologique simplifiée de l'astroblème de Rochechouart‒Chassenon

Fond réalisé d'après la maquette de la carte géologique de la France à 1/50 000 – feuille Rochechouart (Chèvremont et Floc'h, 1996). Ont été ajoutées les impactoclastites de Chassenon, les suévites rouges du Puy de Chiraud et le tracé de la coupe AA' (figure suivante).

Coupe géologique schématique N-S à travers l'astroblème de Rochechouart-Chassenon, d'après la carte géologique de la France à 1/50000 – feuille Rochechouart

Figure 5. Coupe géologique schématique N-S à travers l'astroblème de Rochechouart-Chassenon, d'après la carte géologique de la France à 1/50000 – feuille Rochechouart

On peut noter que la base des brèches de retombée, avec les affleurements actuellement connus, semble subhorizontale : moins de 100 m de dénivelé entre les altitudes extrêmes relevées.

La géométrie du corps constitué de "brèches" de Babaudus est inconnue et n'est dessinée, ici, qu'à titre tout à fait indicatif.

Les différentes impactites sont ici présentées par ordre croissant du métamorphisme de choc. Une présentation en détail, de façon analytique, avec de nombreuses photographies et microphotographies, des différentes impactites est proposée dans la présentation générale de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon (cf. L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites).

De nouveaux résultats sont attendus suite à la campagne de forage prévue à l'automne 2017 dans le cadre d'un projet du CIRIR, ils confirmeront ou préciseront certainement certains points, permettront peut-être de trancher certaines questions, voire apporteront de nouveaux défis scientifiques.

Métamorphisme de choc dû à l'impact de l'astéroïde de Rochechouart-Chassenon

Grâce à l'intensité du cataclysme et au niveau d‘érosion, l'astroblème de Rochechouart‒Chassenon est un site géologique exceptionnel, qui permet d'observer à l'affleurement presque tous les stades connus du métamorphisme de choc dû à un impact d'astéroïde. Ces stades vont d'une simple fracturation jusqu'aux phénomènes de fusion et de vaporisation de roches et de minéraux, que l'on observe dans les "brèches" de type Babaudus et qui impliquent une température de plusieurs milliers de degrés et une pression de 50 à plus de 100 GPa soit jusqu'à plus de 1 million de fois la pression atmosphérique (figure 6).

Figure 6. Diagramme Pression-Température, avec P en échelle logarithmique, pour le métamorphisme de choc dû à un impact d'astéroïde

Le diagramme P versus T, ci-dessus, a été établi en prenant notamment en compte des observations et des mesures faites (i) dans les chambres d'essais nucléaires souterrains et (ii) après des tirs au canon sur des falaises de granite, réalisés aux États-Unis par la marine américaine.

Ce diagramme est en échelle logarithmique pour P, ce qui permet de bien visualiser l'intensité du phénomène d'une part en valeur absolue, et, d'autre part, en valeur relative par rapport au métamorphisme "classique", régional et de contact. Pour le métamorphisme régional les valeurs "usuelles" ne dépassent pas 2 GPa (20 kbar) pour P (sauf pour les rares exemples de métamorphisme à coésite ou à diamant, où les plus fortes pressions enregistrées atteignent respectivement 3 voire 5 GPa) et 1000°C pour T, comme indiqué sur le diagramme et comme cela a été le cas pour la chaîne varisque, y compris dans la région de l'astroblème.

Le métamorphisme de choc se caractérise par :

des températures et des pressions maximales atteintes qui s'approchent des conditions régnant au centre de la Terre : P = 360 GPa, T ≈ 5500°C , avec évidemment toutes les conditions intermédiaires entre ces conditions extrêmes et les conditions "normales" de P et T ;
un temps d'application extrêmement bref, surtout pour la pression, le temps de compression n'est que de quelques secondes..

Cette hypervélocité du phénomène ne permet pas d'arriver à des équilibres thermochimiques, et, corrélativement, à la cristallisation de minéraux de métamorphisme comme c'est le cas au cours d'un métamorphisme de contact et, surtout, au cours d'évènements tectono-métamorphiques orogéniques, qui perdurent pendant des dizaines de millions d'années et dont un exemple probant est fourni par le métamorphisme régional polyphasé de la chaîne varisque, y compris dans la région de Rochechouart‒Chassenon, où tous les stades de ce métamorphisme sont représentés.

La seule néoformation de minéraux de haute température qui a eu lieu dans cette région au cours de l'impact d'astéroïde est celle de cristaux de feldspath potassique :

d'une part, les microlites et fines baguettes d'orthose que renferment certaines des "brèches" de fusion de type Babaudus, situées au cœur de l'astroblème ;
d'autre part, la sanidine observée dans des gneiss du secteur de Videix (Schmieder et al., 2010 [32]).

Aucune néoformation de minéraux d'ultra-haute température (UHT) tels que coésite, stishovite, diamant... n'a été observée, pour l'instant du moins. Cependant, comme le montre la figure 6, les conditions P-T au cœur du cratère étaient favorables à la cristallisation de diamant (de taille micro- à nano-métrique) et cela a pu se produire car le forage carotté SC7 réalisé en 2017 à Valette au cœur de l'astroblème a montré la présence de graphite associé à des fragments de micacshistes sombres. Des diamants "d'impact" existent dans un contexte assez voisin, à Popigai en Sibérie.

Dans le cas de l'astroblème de Rochechouart‒Chassenon, les différentes roches produites lors du choc sont décrites de façon analytique, en fonction du type d'impactites concerné, dans l'article dédié à ces formations particulières (cf. L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites). Nous les voyons ici de façon plus synthétique, en fonction du gradient croissant de métamorphisme de choc.

Lors de l'impact, à mesure que les pressions/températures augmentent, se produisent la succession de transformations suivantes (figure 6, French, 1998 [8]) : fracturation du substrat, bréchification ; formation de cônes de percussion ; transformation (non observée au sein de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon, jusqu'à présent du moins) du quartz en coésite puis du graphite en diamant, de la coésite en stishovite ; développement de figures de déformation planaire (PDFs) dans certains minéraux, le quartz notamment ; perte de biréfringence des feldspaths, isotropisation, effondrement du réseau cristallin, avec formation de verre diaplectique ; fusion puis vaporisation de minéraux et de roches.

Figure 7. Schéma d'un cratère d'impact localisant les différents types d'impactites

Ce schéma permet de bien distinguer, d'une part, les éjectas ou brèches diverses de retombée (= brèches allochtones) (en kaki) pouvant contenir du matériel fondu (rouge) et, d'autre part, le socle marqué de fractures (stylisées en noir), cônes de percussion (stylisés en bleu), cataclasites et autres brèches dites (sub)autochtones.

L'orientation des cônes de percussion permet de déterminer la forme du fond du cratère (cônes perpendiculaire à cette surface).

Contrairement à ce schéma général d'un "petit" cratère, le fond du cratère de Rochecouart-Chassenon est relativement plat, ce qui est discuté plus loin, cf. Caractéristiques de l'impacteur.

Fracturation du substrat

La fracturation du substrat suite à l'impact se distingue d‘une fracturation "classique" par le fait qu'elle concerne des volumes considérables, mais en étant restreinte dans l'espace à une zone limitée par le périmètre de l'astroblème en x,y et d'une profondeur z qui décroit au fur et à mesure que l'on s'éloigne du centre de l'astroblème.

Qualitativement elle se traduit par des phénomènes qui vont d'une simple microfissuration à l'échelle des minéraux, jusqu'à des brèches de dislocation et des cataclasites d'impact affectant des roches individuellement (figure 8) ou des ensembles lithologiques composites comme cela est décrit dans l'article L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites. Dans le cas de la figure 8 la roche initiale est un paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite, légèrement anatectique avec un leucosome à composition de leucotonalite (granitoïde clair avec peu ou pas de feldspath potassique).

Réseau de microfissures suborthogonales à la foliation dans un paragneiss légèrement anatectique, à environ 5 km au NW du centre de l'astroblème

Figure 8. Réseau de microfissures suborthogonales à la foliation dans un paragneiss légèrement anatectique, à environ 5 km au NW du centre de l'astroblème

Microphotographie en LPNA.

Figure 9. Microgranite granophyrique microbréchifié, à environ 6 km au SW du centre de l'astroblème

Microphotographie en LPA.

Un phénomène particulier est la formation de breccia dikes (ou breccia dykes, selon les auteurs), c'est-à-dire de filons bréchiques, qui s'enfoncent en coin dans le socle fracturé. De tels filons sont visibles à différents endroits au sein de brèches de dislocation, notamment dans la carrière en gradins de Champagnac et dans la partie Sud de la ville de Rochechouart. Dans la carrière de Champagnac se trouvent par ailleurs des failles listriques curvilignes dont le pendage diminue de haut en bas pour atteindre 20° dans le niveau le plus bas de la carrière (Bischoff et Oskierski, 1987 [2]). Ces fractures à faible pendage et centripètes correspondraient à un réajustement gravitaire en fin du processus de cratérisation.

Cônes de percussion

La genèse des cônes de percussion nécessite une pression de 5 à 10 GPa (50 à 100 kbar), de sorte que sont les premiers symptômes spécifiques du métamorphisme de choc en ce qui concerne la pression.

Ils apparaissent dans un rayon de 2,5 km autour du centre de l'astroblème, en ce qui concerne les microgranites porphyriques (figure 10) et les lamprophyres (figure 12), qui sont des roches filoniennes à la fois compétentes et isotropes. Des cônes frustes sont localement présents le long de plans de foliation d'orthogneiss ou plus rarement de paragneiss, jusqu'à 4 km du point d'impact. Ils se traduisent dans la roche-hôte par un débit selon des surfaces coniques dont les génératrices sont matérialisées par des stries qui divergent à partir du sommet, ou apex, du cône (figure 11). La hauteur des cônes observés varie entre 1 et 20 cm. Les cônes de taille supérieure à 4-5 cm sont fréquemment constitués d'une juxtaposition de cônes plus petits. Les génératrices sont parfois courbes, voire disposées en queue de cheval.

Source - © 1992 P. Chèvremont Figure 10. Cônes de percussion en place, dans le microgranite porphyrique filonien de la carrière de Champonger Voir aussi L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites pour un vue générale et une coupe de la carrière.	Source - © 2013 Pierre Thomas Figure 11. Représentation très schématique du lien entre l'orientation des cônes de percussion et celle de l'impact Retrouvez ce schéma et d'autres cônes de percussion dans Les shatter cones de l'astroblème de Vredefort, Afrique du Sud.
Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 12. Cône de percussion (h=10 cm) dans un lamprophyre filonien, à environ 2 km WNW du centre de l'astroblème

P. Lambert (1977) [18] a réalisé une étude microstructurale sur quatre sites. Pour deux de ces sites, les axes des cônes ont un pendage de 75° et sont dirigés vers le probable point d'impact de l'astéroïde.

Pseudotachylites

Il s'agit de mylonites vitreuses qui se forment par friction et fusion le long de plans de microcisaillement. On les appelle pseudotachylites par comparaison avec les tachylites vraies qui sont des verres basaltiques. Au sein de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon elles ont été observées à deux endroits :

dans un forage carotté d'une centaine de mètres de longueur implanté dans le leucogranite de Chéronnac, au Sud de l‘astroblème, décrit par P. Lambert (1974) [17] et repris par Chèvremont et al., (1996) [6] ;
dans la carrière de Champagnac, à l'extrémité Nord-Est de l'astroblème, où des géologues allemands les ont découvertes (Reimold et al., 1983 [25]) et étudiées (Reimold et al., 1984a [26], 1984-b [27], 1987 [28] ; Bischoff et Oskierski, 1987 [2]).

Figure 13. Veines de pseudotachylite (Ps) aux épontes d'une aplito-pegmatite (aP), dans la carrière de Champagnac - LPNA

Aplito-pegmatite : roche plutonique à composition de leucogranite dont la texture varie d'un grain fin (aplite) à un grain grossier (pegmatite) selon des bandes plus ou moins parallèles.

Voir aussi les figures 51, 52 et 54 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites.

Figure 14. Veines de pseudotachylite (Ps) aux épontes d'une aplito-pegmatite (aP), dans la carrière de Champagnac - LPA

Aplito-pegmatite : roche plutonique à composition de leucogranite dont la texture varie d'un grain fin (aplite) à un grain grossier (pegmatite) selon des bandes plus ou moins parallèles.

Voir aussi les figures 51, 52 et 54 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites.

Les veines de pseudotachylite de Champagnac ont une puissance de 1 mm à 10 cm et une teinte gris clair à noire (cf. figures 51 et 52 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites). En lames minces, elles montrent une texture fréquemment microbréchique (figures 13 et 14 ci-dessus). Une étude de géochimie isotopique a permis d'estimer leurs conditions de genèse : T=700-750°C et P<1 GPa (10 kbar) (Reimold et al., 1987 [28]). Cependant, des études expérimentales montrent que la formation de veines de pseudotachylite de 1 à 6 µm de puissance, le long d'un contact entre une dunite et un quartzite, se fait à une pression de 6 à 34 GPa pour une augmentation de température de l'ordre de 1000°C (Kenkmann et al., 2000 [12]). Le problème de la genèse des pseudotachylites n'est donc pas encore résolu de façon fiable.

Par ailleurs, les pseudotachylites de la carrière de Champagnac ont fait l'objet d'une datation radiométrique par la méthode ⁴⁰Ar-³⁹Ar qui leur donne un âge norien à rhétien de 214±8 Ma (Kelley et Spray, 1997 [11]), remis en cause par une datation ⁴⁰Ar-³⁹Ar sur sanidine (Schmieder et al., 2010 [32]) qui donne un âge de l'ordre de 200 Ma, que nous retenons ici.

Éléments de déformation planaire (en anglais PDFs, planar deformation features)

L'apparition d'éléments de déformation planaire (PDFs) dans des grains minéraux nécessite une pression de 10 à 35 GPa (100 à 350 kbar). Il s'agit de plans de dislocation très fins et très rapprochés, développés notamment dans des cristaux de quartz (figure 15). Ces quartz "choqués" se trouvent soit en place ou "sub en place", au sein de brèches monolithologiques de dislocation (cas de la figure 15, ci-dessous) ou de filons de microgranite renfermant des cônes de percussion, soit au sein de brèches polylithologiques de retombée.

Plans de dislocation très fins et très rapprochés dans un cristal de quartz, contenu dans un orthogneiss disloqué situé au centre de l'astroblème

Figure 15. Plans de dislocation très fins et très rapprochés dans un cristal de quartz, contenu dans un orthogneiss disloqué situé au centre de l'astroblème

Microphotographie en LPNA.

Il est à remarquer que, sur la figures 15, ci-dessus, et sur les figures 4 et 5 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites (même échantillon d'orthogneiss), la roche contient en outre de la biotite fortement ferruginisée, cette ferruginisation étant dans ce cas due au métamorphisme de choc (Kraut, 1969b [16]).

Source - © 2014 P. Chèvremont *Figure 16. Éléments de déformation planaire et kink bands* dans une lamelle de muscovite - LPNA** Fragment de paragneiss migmatitique, élément d'une brèche de retombée de type Rochechouart, à 3 km au Sud du centre de l'astroblème.	Source - © 2014 P. Chèvremont *Figure 17. Éléments de déformation planaire et kink bands* dans une lamelle de muscovite - LPA** Fragment de paragneiss migmatitique, élément d'une brèche de retombée de type Rochechouart, à 3 km au Sud du centre de l'astroblème.
Source - © 2014 P. Chèvremont *Figure 18. Éléments de déformation planaire et kink bands* dans une lamelle de biotite - LPNA** Échantillon de brèche de dislocation développée aux dépens d'un granite-granodiorite à biotite, à 1,5 km WSW du centre de l'astroblème.	Source - © 2014 P. Chèvremont *Figure 19. Éléments de déformation planaire et kink bands* dans une lamelle de biotite - LPA** Échantillon de brèche de dislocation développée aux dépens d'un granite-granodiorite à biotite, à 1,5 km WSW du centre de l'astroblème.

Des éléments de déformation planaire, que l'on peut également qualifier de « clivages mécaniques » se trouvent en outre dans de rares prismes d'amphibole (cf. figures 49 et 50 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites) et dans de plus communes lamelles de mica blanc (figures 16 et 17, ci-dessus) ou de mica noir (figures 18 et 19, ci-dessus), qui présentent fréquemment des kink bands de surcroit. D'après P. Lambert (1974) [17] les kink bands dans les micas apparaissent pour une pression de 5 GPa et deviennent abondants lorsque la pression atteint 10 GPa.

Baisse de biréfringence des feldspaths et du quartz, isotropisation, effondrement du réseau cristallin, formation de verre diaplectique

D'après P. Lambert (1974) [17] le quartz et les feldspaths commencent à subir une baisse de biréfringence vers 14,4 GPa, une isotropisation vers 38,3 GPa et à se transformer en verre diaplectique vers 42 GPa, avant de subir une fusion sélective à 45 GPa pour les feldspaths et à 60 GPa pour le quartz.

La comparaison des figures 20 et 21, d'une part, et 22 et23, d'autre part, illustre les effets des phénomènes de perte de biréfringence - isotropisation dans le cas d'un paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat. Dans le paragneiss non choqué (figures 20 et 21), prélevé à 7,5 km au NNW du centre de l'astroblème, le quartz, le plagioclase, la biotite et le grenat pœciloblastique sont frais et ont leurs caractères pétrographiques habituels. Dans le paragneiss choqué (figures 22 et 23), prélevé au centre de l'astroblème, au sein d'une "brèche" de fusion de type Babaudus, la texture grano-lépidoblastique et pœciloblastique est estompée, et les minéraux ont un aspect "sale". Le quartz et le plagioclase ont subi une perte de biréfringence et un début d'isotropisation. La biotite est fortement ferruginisée, épigénisée en grande partie par de l'hématite ce qui lui confère une teinte rouille.

Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 20. Paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat (UIG) non choqué, à 7,5 km au NNW du centre de l'astroblème - LPNA UIG : Unité Inférieure des Gneiss.	Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 21. Paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat (UIG) non choqué, à 7,5 km au NNW du centre de l'astroblème - LPA UIG : Unité Inférieure des Gneiss.
Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 22. Paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat (UIG) fortement choqué, dans une "brèche" de type Babaudus, près de Babaudus au centre de l'astroblème - LPNA UIG : Unité Inférieure des Gneiss.	Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 23. Paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat (UIG) fortement choqué, dans une "brèche" de type Babaudus, près de Babaudus au centre de l'astroblème - LPA UIG : Unité Inférieure des Gneiss.

Le stade le plus avancé de ces phénomènes est la formation d'un "verre" diaplectique quasiment amorphe (cf. figures 15 et 16 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites). D'après le diagramme P-T de B.M. French (1998) [8] (figure 6), la formation d'un verre diaplectique nécessite une pression de 35 à 50 GPa et une température d'au moins 1000°C. Cependant, il s'agit d'une transformation à l'état solide, sans qu'il n'y ait de fusion (Ferrière et Osinski, 2013 [7]).

Fusion de minéraux et de roches

Cette fusion se fait pour P=50 à 100 GPa et T>1000°C (figure 6) et se traduit par la formation de liquides qui par baisse rapide de température deviennent des verres, comme dans les roches volcaniques. Le type de verre le plus commun a une teinte brunâtre et une fluidalité soulignée par des traînées de minéraux brun très sombre à opaques, qui se moulent sur des fragments lithiques plus ou moins choqués (figures 24 et 25, ci-dessous, et figure 17 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites), et est isotrope quand il est frais (figure 25, en LPA, lumière polarisée et analysée). Ce type de verre se trouve pour l'essentiel dans les "brèches" de type Babaudus, et, accessoirement, dans des suévites^[3] et impactoclastites du secteur de Chassenon dans la partie Nord-Ouest de l'astroblème ( figure 17 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites) sous forme d'échardes et petites billes, de teinte variable, qui ont été éjectées du cœur de l'astroblème et sont retombées en bordure de cet astroblème. La découverte, par Claude Marchat, d'impactoclastites en minces filons clastiques et petites intercalations au sein des suévites et les analogies des clastes vitreux suggèrent que les deux types de retombées du secteur de Chassenon sont subsynchrones et génétiquement liés (Lambert, 2010 [19]).

En revanche, les suévites de Montoume, situées dans la partie Sud de l'astroblème, se singularisent par le fait que le verre y est rouge et se trouve sous deux habitus différents : en clastes, d'une part, et en constituant de la matrice, d'autre part, comme cela est décrit et illustré dans l'article L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites.

Verre fluidal de teinte brunâtre se moulant sur un fragment de paragneiss micacé, légèrement choqué, dans une "brèche"» de fusion de type Babaudus, à l'Ouest de Fonceverane - LPNA

Figure 24. Verre fluidal de teinte brunâtre se moulant sur un fragment de paragneiss micacé, légèrement choqué, dans une "brèche"» de fusion de type Babaudus, à l'Ouest de Fonceverane - LPNA

Figure 25. Verre fluidal de teinte brunâtre se moulant sur un fragment de paragneiss micacé, légèrement choqué, dans une "brèche"» de fusion de type Babaudus, à l'Ouest de Fonceverane - LPA

Au cœur de l'astroblème, dans le secteur de Babaudus-Valette, les "brèches" de type Babaudus présentent un faciès jaunâtre, vacuolaire ou non, dont la matrice se singularise par la présence de microlites d'orthose dont la taille moyenne est de 0,1 mm de longueur pour 0,01 mm de largeur (figures 26 et 27), comme l'avait bien observé et décrit l'excellent pétrographe qu'était F. Kraut (1967) [14], décédé en 1983.

Matrice d'une "brèche" de type Babaudus constituée de microlites d'orthose sertis dans un assemblage de verre jaunâtre, d'oxy-hydroxydes de fer de teinte brun rouille, et de microphyllites à forte biréfringence, à Valette - LPNA

Figure 26. Matrice d'une "brèche" de type Babaudus constituée de microlites d'orthose sertis dans un assemblage de verre jaunâtre, d'oxy-hydroxydes de fer de teinte brun rouille, et de microphyllites à forte biréfringence, à Valette - LPNA

Figure 27. Matrice d'une "brèche" de type Babaudus constituée de microlites d'orthose sertis dans un assemblage de verre jaunâtre, d'oxy-hydroxydes de fer de teinte brun rouille, et de microphyllites à forte biréfringence, à Valette - LPA

Enfin, un faciès particulier, trouvé en un seul endroit et sous forme de "pierres volantes", est un verre à texture de trempe (figures 19 et 20 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites et figures 28 et 29, ci-dessous). Comme cela est décrit dans le chapitre Les "brèches" de type Babaudus" de l'article "impactites", cette texture de trempe, qui témoigne d'un refroidissement rapide, est caractérisée par un développement de cristaux aciculaires et curvilignes, constitués les uns d'orthose, différant notablement, par sa forme, de celle des microlites (figures 26 et 27), et les autres d'un silicate (autre feldspath ou pyroxène ?) plus ou moins opacifié. Cet échantillon se singularise en outre par la présence, d'une part, d'oxydes de fer et surtout, d'autre part, de phyllosilicates de teinte vert-émeraude (figures 28 et 29). Ces phyllosilicates ont une composition de céladonite potassique d'après une analyse par diffractométrie X, faite au BRGM par F. Pillard en 1992. Leur teinte vert-émeraude est due à leur teneur relativement élevée en Cr et Ni, métaux qui proviennent probablement, en grande partie voire en totalité, de l'astéroïde sublimé au moment de l'impact. Pour le chrome cette hypothèse pourrait être vérifiée à l'aide de la géochimie isotopique sur des phyllites séparées, d'autant que C. Koeberl et al. (2007) ont mis en évidence un fort excès en ⁵³Cr dans des "brèches" de type Babaudus.

Figure 28. Impactite à texture de trempe et renfermant des phyllosilicates de teinte vert-émeraude - LPNA

Figure 29. Impactite à texture de trempe et renfermant des phyllosilicates de teinte vert-émeraude - LPA

Vaporisation de minéraux et de roches

La vaporisation de minéraux et de roches se fait pour P>100 GPa et T>2500°C (figure 6), et a généré des bulles de gaz, se traduisant par des vacuoles ou vésicules, plus ou moins abondantes selon les faciès dans les "brèches" de type Babaudus. Le faciès vésiculaire se singularise, en outre, par la présence de fragments de roches de socle de petite taille (1 mm à 1 dm), plus ou moins fondus, digérés et/ou vaporisés (figures 30 et 31, ci-dessous), ainsi que par sa richesse en K₂O (9 à 12%) et une contamination en chrome, nickel et cobalt, métaux issus en majeure partie de l'astéroïde, vaporisé (sublimé) au moment de l'impact.

Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 30. Petit fragment de gneiss, très fortement choqué, en partie vaporisé, dans un faciès très vacuolaire des "brèches" de type Babaudus, prélevé près de Babaudus au cœur de l'astroblème - LPNA	Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 31. Petit fragment de gneiss, très fortement choqué, en partie vaporisé, dans un faciès très vacuolaire des "brèches" de type Babaudus, prélevé près de Babaudus au cœur de l'astroblème - LPNA
Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 32. Remplissage de vacuoles dans la matrice d'une "brèche" de type Babaudus, dans la même lame mince que pour les photos ci-dessus - LPNA	Source - © 2014 P. Chèvremont Figure 33. Remplissage de vacuoles dans la matrice d'une "brèche" de type Babaudus, dans la même lame mince que pour les photos ci-dessus - LPA

Les figures 30 et 31 montrent un fragment de gneiss de 6 mm de côté, aux contours évanescents, très fortement choqué, renfermant de nombreuses vésicules, qui présentent une orientation planaire fruste reflétant la foliation du gneiss originel. L'échantillon de paragneiss quartzo-plagioclasique à biotite et grenat fortement choqué décrit précédemment (figures 22 et 23) provient du même affleurement, ce qui montre l'hétérogénéité des effets du métamorphisme de choc au cœur de l'astroblème, autour du point d'impact de l'astéroïde.

Dans la matrice du faciès vésiculaire, les vacuoles ont généralement une forme nettement plus arrondie que dans les clastes lithiques. C'est le cas illustré par les figures 32 et 33, qui montent, en outre, un remplissage minéral triphasé et concentrique, avec du centre à la périphérie la succession suivante : microphyllites fibroradiées, hématite et fin liseré d'orthose de teinte blanche en lumière dite "naturelle ".

Caractéristiques de l'impacteur

Taille et forme du cratère en fonction de la répartition des lambeaux d'impactites et de l'anomalie de Bouguer

Après érosion, les lambeaux résiduels des différents types de brèches sont répartis au sein d'une zone elliptique avec un grand axe de 12 km, orienté N35°, et un petit axe de 9 km. Dans l'hypothèse d'un cratère initial circulaire, P. Lambert (1977) [18] a estimé le diamètre de ce cratère à 20-25 km.

En avril 1978, a été réalisée dans la région de Rochechouart une campagne de mesures géophysiques : gravimétrie et magnétisme (Pohl et al., 1978 [24]). On pouvait s'attendre, en effet, à un déficit de masse sous l'impact du fait de l'intense fracturation probable du socle qui en fait diminuer la densité. Pour la gravimétrie, il y a eu 300 stations de mesure, essentiellement le long d'un profil N-S et d'un profil W-E, chaque profil ayant une longueur de 30 km. À partir des données recueillies et de données antérieures provenant des cartes gravimétriques de la France, ils ont établi, en enlevant la moyenne régionale aux mesures locales, la carte provisoire (provisional map) de l'anomalie de Bouguer (figure 34, ci-dessous).

L'anomalie négative a une forme subcirculaire (à elliptique dans sa partie centrale) d'un diamètre de l'ordre de 20 km et un gradient décroissant de façon centripète, allant de - 1 mGal en bordure à - 10 mGal au centre, comme le montre la figure ci-dessous. Sur cette figure, nous avons superposé l'anomalie aux contours des principaux lambeaux d'impactites tels qu'ils sont représentés sur la figure 3, issue du schéma structural de la carte géologique à 1/50 000 – feuille Rochechouart (Chèvremont et Floc'h, 1996) [6] ; nous avons en outre ajouté la limite entre les départements de la Charente (16) à l'Ouest et de la Haute-Vienne (87) à l'Est.

Cela illustre deux faits remarquables :

la corrélation entre la distribution des impactites et le gradient de l'anomalie négative, notamment le fait que les valeurs les plus négatives coïncident avec les "brèches" de fusion de type Babaudus, situées au cœur de l'astroblème autour du point d'impact de l'astéroïde ; en outre, l'anomalie et la distribution des brèches ont le même allongement d'ensemble : dans une direction N35°E ;
la symétrie de l'ensemble par rapport à l'actuelle limite entre les départements de la Charente et de la Haute-Vienne, qui font aujourd'hui tous deux partie de la région Nouvelle Aquitaine.

Par ailleurs, cette anomalie de Bouguer est un bon argument en faveur d'un diamètre de 20 km pour le cratère initial dans l'hypothèse d'une forme circulaire. Enfin, une modélisation préliminaire permet de montrer que l‘anomalie correspond à une zone de dislocation, bréchification et fracturation, qui a atteint une profondeur de plusieurs kilomètres sous le plancher du cratère tel qu'il apparait actuellement (Pohl et al., 1978 [24]).

Figure 34. Anomalie gravimétrique circulaire de l'astroblème de Rochechouart-Chassenon superposée à la carte des impactites

Une particularité du cratère de Rochechouart-Chassenon est son fond relativement plat, platitude déduite des contacts sub-horizontaux entre socle et brèches de retombées et de la quasi-verticalité des cônes de percussion (cf. Les shatter cones de l'astroblème de Vredefort, Afrique du Sud, par exemple, pour un cratère pourvu d'un anneau central). La structure d'un cratère dépend de la taille et de la vitesse de l'impacteur mais aussi de la gravité régnant à la surface du corps impacté (cf. Les impacts dans le système solaire pour observer diverses morphologies). Si on peut comparer ce cratère avec les cratères lunaires de diamètre proche que sont les cratère Bessel (16 km) (figure 35) et Giordano Bruno (21 km) (figure 36) qui montrent aussi un fond plat, il détonne sur Terre car, à cette taille, du fait de la gravité 6 fois plus élevée que sur la Lune, les cratères exhibent un piton central lié au rebond post-impact. L'astroblème de Rochechouart-Chassenon garde donc une part de mystère : composition particulière d'un impacteur de faible densité, vitesse particulièrement faible... ?

Figure 35. Le cratère Bessel, cratère lunaire à fond plat de 16 km de diamètre

Figure 36. Le cratère Giordano Bruno, cratère lunaire à fond plat de 21 km de diamètre

Cependant, la taille du cratère de Rochechouart-Chassenon est encore sujette à discussion :

G.R. Osinski et L. Ferrière (2016) [23] proposent un diamètre Da de l'astroblème égal à 32 km à partir de la formule Dsc=0,4 Da, dans laquelle Dsc est le diamètre du cercle d'extension maximale des shatter cones qu'ils considèrent comme étant de 12 à 14 km dans le cas de cet astroblème ;
P. Lambert (201) [19] arrive, pour le "cratère final" à un diamètre de 40 à 50 km par comparaison avec les profils des crtères du Ries (Allemagne) et d'El'gygytgyn (Russie) également situés au sein d'un socle cristallin.

Nature et origine de l'astéroïde impacteur

Le problème de la nature de l'impacteur qui a percuté le socle varisque du Limousin il y a quelque 200 Ma, n'est pas encore résolu de façon fiable aujourd'hui. Il y a un consensus pour affirmer que cet impacteur était, avant sa sublimation, un astéroïde^[4] et non pas une comète, mais la nature exacte de cette météorite fait encore l'objet de controverses de la part des spécialistes en la matière.

Un historique détaillé de l'évolution des hypothèses sur la nature de l'impacteur est donné sur la page Wikipédia dédiée à l'astroblème de Rochechouart-Chassenon. Une fois encore, nous ne relatons ici que les principales étapes de cet historique.

En 1976, Janssens et al. [10] analysent la teneur en platine des brèches et concluent que l'astéroïde était de même nature qu'une météorite ferreuse de type hexaédrite.

En 1981, Horn et El Goresy [9] analysent le remplissage de fissures, situées dans le socle cristallin impacté, immédiatement sous le lambeau de brèches de retombée de la carrière abandonnée de Champonger (figure 56 de L'astroblème de Rochechouart–Chassenon et ses impactites), et trouvent qu'il s'agit d'un alliage contenant en moyenne 73% Fe, 17% Cr, 8% Ni (en poids) et de faibles quantités de Co. Cette composition les amène à l'hypothèse d'un impacteur de nature chondritique, confirmée en 2000 par Shukolyukov et Lugmair [33] en se basant sur la teneur en chrome. Trois analyses chimiques de roches faites dans le cadre de la réalisation de la carte géologique à 1/50 000 – feuille Rochechouart montrent qu'il y a dans les impactites de type Babaudus une corrélation positive entre Cr et Ni, avec un maximum de 310 ppm Cr dans l'échantillon le plus riche en Ni (269 ppm), cf. notice de la carte, Chèvremont et Floc'h (1996) [6].

En 2007, Koeberl, Shukolyukov et Lugmair [13] reprennent les études sur la proportion des isotopes de chrome contenus dans les roches de la région. Leurs mesures permettent de classer l'impacteur dans la famille des chondrites ordinaires.

En conclusion, il reste apparemment le choix entre deux solutions pour la nature exacte de l'astéroïde : similaire à une météorite ferreuse (figure 37) ou à une chondrite (figure 38).

Figure 37. Plaque sciée d'une météorite de type fer avec les figures de Widmanstätten caractéristiques

Figure 38. Détail d'une chondrite ordinaire (chondrite H)

À retrouver dans Une chondrite ordinaire.

La densité de l'impacteur peut être estimée à 3,4 d'après la composition des alliages trouvés par Horn et El Goresy (1980), mais doit être réévaluée à plus de 5,50 voire 8 dans l'hypothèse d'un impacteur de type fer. Dans les deux cas, type fer ou chondrite, la nature de cet impacteur donne une idée de sa provenance : la ceinture d'astéroïdes, située entre Mars et Jupiter qui contient de nombreux astéroïdes dont la masse totale ne dépasse pas 10% de la masse de Mars, mais dont les plus gros font plus de 500 km de diamètre. Ils peuvent décrocher de leur "salle d'attente" (la ceinture principale) sous l'effet de collisions ou de passage rapproché d'un "gros" astéroïde. Ils acquièrent alors une orbite beaucoup plus elliptique et leur trajectoire peut croiser celle de la Terre. Leur vitesse d'impact est alors comprise entre 11 et 23 km/s.

Estimation de l'énergie cinétique et de la masse de l'impacteur

Pour creuser un cratère de diamètre D il faut une énergie E telle que

log E = 3,45 log D + 31,129, avec E en J et d en km (Baldwin, 1963).

Cette loi a été établie empiriquement, en particulier par des militaires, avec des explosifs.

Pour un diamètre de 20 km on obtient E = 1,2 x 10²¹ J.

Cette énergie est égale à l'énergie cinétique de l'impacteur au moment de l'impact :

E = 1/2.mv².

Nous avons donc deux inconnues pour une seule équation, et pour connaître m il nous faut fixer v. D'après ce qu'on peut calculer et/ou mesurer des trajectoires et vitesses des astéroïdes géocroiseur, la vitesse d'une météorite au moment de l'impact sur Terre est de 20 à 50 km/s d'où :

pour v=20 km/s, m≈ 6.10⁹ t soit 6 milliards de tonnes environ,
pour v=50 km/s, m≈ 1.10⁹ t soit 1 milliard de tonnes environ.

Une masse de 6 milliards de tonnes correspond à une sphère de 1,5 km de diamètre pour une densité de 3,4 et de 1,13 km de diamètre pour une densité de 8.

Avec une telle énergie l'astéroïde a probablement été complètement sublimé lors de l'impact (ce n'est donc pas une météorite stricto sensu).

À titre de comparaison, l'énergie E (en J) dissipée lors d'un séisme est telle que :

log₁₀(E) = 4,4 + 1,5 M, M étant la magnitude du séisme sur l'échelle de Richter, ce qui fait que l'énergie de la « météorite de Rochechouart » équivaut à celle d'un séisme de magnitude 11 sur cette échelle.

En outre, cette énergie est égale à 14 millions de fois celle de la bombe atomique d'Hiroshima. En sachant qu'une explosion nucléaire de 4,2.10¹² J, réalisée dans une chambre souterraine intragranitique, vaporise 120 tonnes du granite environnant et en fond 550 tonnes, l'impact de la « météorite de Rochechouart » a pu provoquer la vaporisation de 13,2 km³ de roches de socle et en fondre 66 km³ (Lambert, 1974).

Des spécialistes estiment qu'un tel cataclysme a pu détruire toute vie complexe dans un rayon de 500 km autour du point d'impact, sans compter les effets du tsunami qu'a probablement engendré l'impact.

Remerciements

Pierre Thomas a contribué à l'amélioration du texte initial par ses relectures, son infographisme, ses photographies et ses remarques pertinentes. Philippe Lambert en a fait de même par sa relecture et ses ajouts.

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^[1]astroblème : cratère "fossile" d'impact d'astéroïde, c'est-à-dire identifié grâce à des vestiges ayant résisté au temps et à l'érosion.

^[2]tsunamites : roches sédimentaires synchrones d'un tsunami ou raz-de-marée

^[3]une suévite est, au sens large, une brèche d'impact de météorite, contenant du verre, dans un sens plus strict.

^[4]À Rochechouart, l'astéroïde géocroiseur ayant atteint la surface semblant avoir été complètement vaporisé, on ne peut par définition, au sens strict, pas parler de météorite puisqu'une météorite est un corps qui atteint la surface de la Terre sans être (totalement) détruit (on en retrouve donc des échantillons).

Il existe plusieurss sortes d'astéroïdes définis par leur spectre de surface, leur densité... : type S quand dominent les silicates, type M quand domine le métal, type C riche en composés carboné. Les astéroïdes de type S seraient surtout de nature chondritique, le type M serait voisin des météorites ferreuses (sidérites), et le type C des chondrites carbonées.

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