Les roches lunaires

La surface de la Lune a été explorée par les missions soviétiques Luna à partir de 1966 et américaines Apollo à partir de 1969. Ces années sont celles des premiers alunissages en douceur. Des études géologiques ont été menées par six missions Apollo et 382 kg d’échantillons ont été ramenés. Les véhicules automatiques Lunakhod en ont ramené 310 g. A cela, s’ajoutent environ 90 météorites qui ont été identifiées comme lunaires : ce sont des pierres éjectées lors d’impacts sur la Lune, qui sont tombées sur la Terre. La météorite DAG 400 est en photo. Ainsi, notre connaissance de la Lune a considérablement progressé dans les années 1970. Le présent exposé aurait pu être écrit en 1980.

Les minéraux des hautes terres

La surface de la Lune est constituée à 80 % par des « continents » de couleur claire. On les appelle aussi les highlands « hautes terres ». Ils ont subi un important bombardement météoritique. Les cratères de moins de 10 km de diamètre ont la forme d’un bol et sont entourés d’une couronne de débris. Ceux qui ont entre 20 et 200 km de diamètre ont un fond plat, un piton central et leur parois internes présentent de nombreux gradins. Les cratères de plus de 200 km de diamètre sont appelés des bassins. Le piton central y est remplacé par un anneau. Les deux plus importants sont Imbrium (1 100 km de diamètre) et Orientale (900 km de diamètre) ; vingt-neuf d’entre eux on un diamètre supérieur à 300 km.

Les roches des continents sont toutes constituées de minéraux cristallisés. La catégorie la plus représentée est celle des feldspaths, qui sont des alumino-silicates de calcium, de sodium ou de potassium, généralement de couleur claire. Un feldspath qui ne comporte pas de potassium s’appelle un plagioclase. C’est un mélange, aussi qualifié de « solution solide », de deux minéraux, l’anorthite Ca(Si₂Al₂O₈) et l’albite Na(Si₃AlO₈), généralement caractérisé par son pourcentage d’anorthite. Il peut varier continûment de 0 % à 100 %.

L’autre famille de minéraux est celle des pyroxènes. Ceux qui nous intéressent ici ont pour formule (Mg,Fe)₂(SiO₃)₂, avec des proportions variables d’ions magnésium Mg²⁺ et ferreux Fe²⁺. Avec moins de 12 % de fer, c’est de l’enstatite, minéral courant dans les manteaux des planètes rocheuses et dans certaines météorites. Si le minéral contient de 12 % à 30 % de fer, c’est de la bronzite. Au-delà, c’est de l’hypersthène.

Enfin, les olivines ou péridots constituent une troisième famille de minéraux, de formule (Mg,Fe)₂(SiO₄). C’est une solution solide entre le pôle magnésien, la forstérite Mg₂(SiO₄), et le pôle ferreux, la fayalite Fe₂(SiO₄). Les olivines terrestres contiennent environ 10 % de fer et sont des constituants majeurs du manteau, avec les pyroxènes. Ce sont des cristaux vert olive. Ces roches sont des péridotites. Les roches de la partie inférieure de la croûte océanique, posée sur le manteau, sont des gabbros, composés d’olivines, de pyroxènes et de plagioclases (An > 50). Parmi les minéraux mineurs, les amphiboles trahissent la présence d’eau.

Anorthistes ferreuses et basaltes KREEP dans les hautes terres

Sachant cela, on peut décrire les roches des hautes terres lunaires. Ce sont en majorité des anorthosites ferreuses (avec un peu de fer). Il y a aussi des basaltes KREEP, riches en potassium K, en terres rares (Rare Earth Elements) et en potassium P, ainsi que des roches riches en magnésium. Par définition, l’anorthosite est composée à 90 % de plagioclase calcique – mais cela monte jusqu’à 95 % avec les roches lunaires. Ce plagioclase est très calcique, si bien qu’il peut être considéré comme de l’anorthite : dans celui des roches ramenées par la mission Apollo-11, par exemple, le taux d’anorthite est compris entre 95 % et 98 % (95 < An < 98). Les autres minéraux sont des pyroxènes puis des olivines. Parmi les roches riches en magnésium, figurent les norites. Elles contiennent une plus grande proportion de pyroxènes, notamment d’hypersthène. Elles peuvent être considérées comme une variété de gabbro. Il en est de même des troctolites, où les olivines occupent un place plus importante que dans les anorthosites et forment des taches vertes.

Dans tous les cas, les pyroxènes et les olivines constituent l’élément sombre de la roche. Ces minéraux sont dits mafiques car ils comportent une grande abondance de magnésium et de fer. C’est la présence de ces deux éléments qui les assombrit. Ce n’est pas tout. Il y a encore les gabbronorites, qui diffèrent de la norite par leur pyroxène calcique. D’autres roches ne sont connues que par un seul échantillon : une dunite essentiellement composée d’olivine (échantillon 72415) et une lherzolite feldspathique, qui est une péridotite avec un peu de feldspath (échantillon 67667). Toutes ces roches sont classées dans le diagramme ci-dessous. De manière très surprenante, on y trouve un granite. Les anorthosites ferriques se trouvent du côté des feldspaths. La composition moyenne de la croûte est celle d’une norite anorthositique.

Un ancien océan de magma

Ces roches se sont formées par cristallisation complète d’un magma, ce qui n’a pu se faire qu’en profondeur. S’il est en surface, le magma devient un verre où quelques cristaux apparaissent éventuellement. Le basalte est l’exemple le plus courant de roche magmatique non cristallisée. Une roche cristallisée en profondeur est plutonique. Les gabbros et les granites terrestres en sont des exemples. Les premiers se constituent dans la croûte océanique, les seconds dans la croûte continentale. À part les basaltes KREEP, toutes les roches lunaires citées sont plutoniques. La structure cristalline des anorthosites suggère que ce sont des cumulats. Des cristaux d’anorthite sont apparus puis se sont séparés du magma restant pour s’accumuler. Ceux qui ont été bien conservés sont automorphes, avec des faces planes, ce qui suggère qu’ils ont pu croître librement dans le magma. Ils se sont entourés de pyroxène et d’olivine xénomorphes, qui ont comblé les espaces restants dans la roche et sont donc dépourvus de forme propre.

De là, vient l’idée que la Lune était originellement recouverte d’un océan de magma sur quelques centaines de kilomètres de profondeur, que des cristaux d’anorthite se sont formés et accumulés en surface grâce à leur faible densité. La même chose a été supposée au sujet des roches riches en magnésium, mais dans ce cas, les cristaux de pyroxènes, d’olivine et de grenat auraient coulé et se seraient accumulés sur le plancher de l’océan. Les âges radiométriques, en milliards d’années, sont de 4,44 ± 0,02 pour une anorthosite, de 4,37 ± 0,07 pour une norite, de 4,26 ± 0,06 pour une troctolite, de 4,18 ± 0,07 pour la lherzolite, de 3,85 ± 0,08 pour un basalte KREEP, etc.

Toutes ces roches existent sur la Terre, même si certaines sont rares. On trouve par exemple de la troctolite dans le Harz en Allemagne ou en Silésie. Mais les anorthosites et autres gabbros lunaires se distinguent par leur taux élevé de fer et par leur intense bréchification, qui n’existe pas sur Terre et qui est reconnaissable à l’œil nu. La photo présente l’échantillon 67215. Cette fragmentation est due au bombardement météorique de la Lune, qui a commencé dès sa formation jusqu’il y a 3,8 milliards d’années. Sur plusieurs kilomètres d’épaisseur, presque toute la croûte lunaire a été fracassée et les fragments partiellement fondus se sont rassemblés pour former des brèches. Elles sont monomictes si elles ne regroupent qu’un seul type de roche, polymictes si elles regroupent plusieurs types de roches. Ces dernières peuvent être considérées comme des roches hybrides. Malgré cela, quelques pierres d’origine, non fracassées, ont été trouvées. De telles roches, avec les brèches monomictes, sont qualifiées de primitives.

Les roches des « mers »

La surface de la Lune comporte 20 % de « mers » recouvertes d’un basalte beaucoup plus sombre que les anorthosites des « continents ». C’est une roche volcanique qui s’est épanchée tardivement dans des régions basses. Les âges s’échelonnent entre 3,8 et 3,2 milliards d’années, si bien que ces plaines sont peu cratérisées. Les basaltes sont très riches en fer et en magnésium, d’où leur couleur très sombre, et contiennent moins de silicium et d’aluminium que les basaltes terrestres. Cette composition et leur température d’épanchement les a rendus dix fois plus moins visqueux que ces derniers. Ils se sont comportés comme de véritables mers en laissant émergés des îles, des caps et des péninsules. La plupart des bassins d’impact ont été remplis, mais il est difficile de penser que ce magmatisme a été provoqué par l’impact. Le remplissage du bassin d’Imbrium s’est terminé 500 millions d’années après l’impact. Un autre bassin, celui de Hertzsprung, qui a 450 km de diamètre, n’a pas été rempli par du basalte. Il est différent du basalte KREEP et s’est formé à une profondeur plus grande, où se trouve beaucoup de pyroxènes.