Le 29 décembre 1932, un camion Ford Model A s’immobilise dans un couloir entre des dunes linéaires, à environ 150 kilomètres au nord du plateau du Gilf Kebir. Patrick A. Clayton, topographe à l’Egyptian Desert Survey, descend sur un sol de graviers et ramasse un morceau jaune translucide qui ressemble, à première vue, à un fond de bouteille abandonné. En l’espace d’une heure, il récolte plusieurs kilogrammes de fragments semblables, éparpillés sur le fond du couloir, entre les cordons de sable parallèles de ce que l’on cartographiera plus tard comme le sud de la Grande Mer de Sable. Il rapporte le matériau au Caire, envoie des échantillons à Leonard James Spencer, du British Museum, et en 1934 les deux hommes cosignent la première description scientifique de cette substance dans la revue Mineralogical Magazine (Clayton et Spencer, 1934).
Spencer lui donne le nom de verre du désert libyque. Il suppose que ce verre s’est formé, on ne sait trop comment, par précipitation à partir d’eaux souterraines riches en silice dans le lit d’un lac asséché. Il se trompe. Mais presque tout ce qui s’est produit depuis dans la science de ce matériau — les travaux sur le zircon, la chimie, les débats sur l’explosion aérienne, la recherche d’un cratère enfoui — découle de cet après-midi de décembre 1932 et d’un scarabée jaune qui reposait déjà, depuis sept ans, dans une vitrine de musée au Caire, méconnu, sur le pectoral d’un pharaon adolescent.
Composition : 96,5–99 % en masse de SiO₂. Âge : ~29 Ma (Éocène supérieur). Localisation : Grande Mer de Sable, ouest de l’Égypte, ~25° N, 25–26° E. Masse volumique : 2,21 g/cm³. Indice de réfraction : 1,4616. Champ de dispersion : ~6 500 km² (~2 500 km² pour le cœur dense). Formation : impact de météorite à hypervitesse (confirmé par le zircon FRIGN, 2019).
Ce qu’est réellement ce matériau
Le verre du désert libyque, que la littérature abrège en LDG (de l’anglais Libyan Desert Glass) et que l’on appelle parfois verre de la Grande Mer de Sable, est l’un des verres naturels les plus purs de la planète. La teneur globale en silice varie d’environ 96,5 à 99 % en masse de SiO2, la plupart des analyses se regroupant autour de 98 % (Barrat et al., 1997 ; Koeberl, 1997). Le reste, soit un à trois pour cent, n’est qu’un mince saupoudrage d’Al2O3, de FeO, de TiO2 et d’un peu d’alcalins. La masse volumique est d’environ 2,21 g/cm3. L’indice de réfraction mesuré par Spencer et confirmé par les chercheurs ultérieurs est d’environ 1,4616 ; exceptionnellement bas, il traduit la proximité du verre avec la silice fondue pure (Koeberl, 1997). À titre de comparaison, le verre à vitre ordinaire a un indice d’environ 1,52, et la plupart des tectites un indice de 1,49 à 1,52.
La couleur dominante est un jaune canari pâle, légèrement verdâtre. Les fragments vont de l’aspect presque limpide, comme de l’eau, au blanc laiteux. Une minorité présente des traînées brun fumé ou grises. Certains renferment des inclusions sombres, le plus souvent de fines lamelles ou de minces rubans enrichis en fer, en magnésium, en aluminium, en titane, en nickel et en chrome par rapport à la matrice (Greshake et al., 2010 ; Pratesi et al., 2002). Pratesi et ses collègues ont recouru à la microscopie électronique en transmission pour montrer que ces traînées sombres ne sont pas une contamination. Elles forment une émulsion figée de deux liquides silicatés non miscibles. Les sphérules de 100 nanomètres incluses dans les couches sombres présentent un rapport (Mg + Al + Fe) : Si proche de 1, une texture que l’on observe dans d’autres verres d’impact, mais jamais dans les verres volcaniques (Pratesi et al., 2002).
À l’intérieur de presque tous les fragments, même les plus limpides, on trouve des schlieren, ténues bandes d’écoulement qui gardent la trace de la viscosité du liquide parent lorsqu’il était cisaillé puis refroidissait, ainsi que des grains de lechatelierite, un minéraloïde de SiO2 amorphe qui ne se forme qu’au-dessus d’environ 1 700 °C. La lechatelierite se rencontre dans les fulgurites créées par la foudre et dans les verres d’impact, et presque nulle part ailleurs ; les roches de la croûte atteignent rarement 1 700 °C et, lorsqu’elles y parviennent, elles cristallisent au lieu de se figer en verre par trempe. La teneur du LDG en lechatelierite est assez élevée pour que l’on puisse considérer ce verre comme une matrice en partie digérée, faite de grains de SiO2 non fondus noyés dans de la silice fondue.
D’autres minéraux reliques survivent à la fusion, en petit nombre. La cristobalite, polymorphe cristallin de haute température du quartz, se présente en aiguilles et en lattes. La baddeleyite (ZrO2) apparaît comme un produit de dissociation thermique du zircon. La mullite, une phase Al-Si qui exige des températures supérieures à environ 1 000 °C et la pression atmosphérique, a été identifiée dans des inclusions blanchâtres (Greshake et al., 2018). Le zircon lui-même se présente sous deux formes : de rares grains inaltérés et, beaucoup plus fréquents, des agrégats granulaires néoblastiques où le minéral d’origine a été recristallisé sur place. Ce sont ces zircons granulaires qui ont fini par trancher le débat sur la formation du verre.
La taille des pièces va d’éclats gros comme un grain de sable à des dalles de plusieurs dizaines de kilogrammes. Les plus grosses pièces cataloguées approchent 26 kg, bien que Clayton lui-même ait récolté, lors de son voyage initial de 1932, des morceaux allant jusqu’à environ 7,6 kg (16,5 lb), et Barnes et Underwood (1976) ont estimé la masse totale conservée sur l’ensemble du champ de dispersion à environ 1,4 × 10⁹ grammes, soit 1 400 tonnes ; la masse initiale, avant l’érosion, était probablement bien plus importante.
Le champ de dispersion
Le verre occupe une zone grossièrement ovale dans l’angle sud-ouest de la Grande Mer de Sable, à cheval sur la latitude 25° N et sur les longitudes 25° à 26° E, près de l’actuelle frontière entre l’Égypte et la Libye. Les estimations de la superficie du champ de dispersion varient selon la façon de compter les pièces isolées déplacées par le vent. Koeberl donne une zone centrale d’environ 2 500 km2 ; le chiffre de 6 500 km2, plus souvent cité, inclut les morceaux dispersés, soufflés au-delà des dépôts denses du centre (Koeberl et Ferrière, 2019). Le champ principal dense mesure environ 40 km du nord au sud sur 20 km d’est en ouest.
La géographie compte. Ici, la Grande Mer de Sable est organisée en longues dunes linéaires orientées nord-sud, hautes de 20 à 30 mètres chacune, séparées par des couloirs de graviers larges de 1,5 à 2,5 kilomètres. Ces dunes sont des formes longitudinales qui se déplacent lentement, façonnées par des vents de nord persistants, et les couloirs qui les séparent sont assez stables pour que les fragments gisant sur leur fond y soient exposés depuis des dizaines de milliers d’années sans avoir été enfouis. Le LDG se concentre dans les couloirs plutôt que sur les crêtes des dunes. Le verre est plus dense que le sable quartzeux et résiste à la saltation ascendante, tandis que le vent décape le fond des couloirs jusqu’à ne laisser qu’un résidu de déflation composé de matériaux plus grossiers. Au sud du champ de dispersion s’élève le Gilf Kebir, plateau gréseux de 7 770 km2 dominant d’environ 300 m le désert environnant, constitué pour l’essentiel de grès de Nubie du Crétacé. Le plateau joue le rôle d’écran contre le vent et de source de fragments du substratum rocheux, qui s’interdigitent avec les graviers porteurs de LDG.
Le site est aussi l’un des endroits les plus secs de la planète. Les précipitations annuelles moyennes au Gilf Kebir sont bien inférieures à 0,1 mm, et l’indice d’aridité dépasse 200, ce qui signifie que l’énergie solaire reçue pourrait évaporer deux cents fois les précipitations annuelles s’il y avait de l’eau liquide. Cette hyperaridité explique en partie que le LDG subsiste en telles quantités. Le verre est un matériau métastable, et la plupart des verres naturels se dévitrifient ou disparaissent par altération en quelques millions d’années sous climat tempéré. Le cadre saharien conserve un matériau vieux de 29 millions d’années comme s’il s’était refroidi la semaine dernière.
L’âge
Trois méthodes géochronologiques indépendantes ont été appliquées au LDG, avec des résultats globalement cohérents.
Les premières tentatives sérieuses ont fait appel à la datation K-Ar, mais le verre est si pauvre en potassium (généralement 0,01 à 0,05 % en masse de K2O) que les quantités d’argon radiogénique se situent à la limite de la résolution analytique. Matsubara et ses collègues ont obtenu 58,3 ± 16,4 Ma, un âge généralement jugé faussé par la contamination en argon atmosphérique et par le faible rapport signal/bruit propre aux échantillons vitreux pauvres en K (Horn et al., 1997).
La datation par traces de fission donne de bien meilleurs résultats. La fission spontanée de l’238U crée dans le verre des traces d’endommagement à une cadence connue, et ces traces peuvent être comptées au microscope après attaque chimique. Storzer et Wagner (1977) ont obtenu un âge plateau par traces de fission de 29,4 ± 0,5 Ma. Bigazzi et de Michele (1996) ont repris la question sur quatre échantillons de LDG et rapporté des âges individuels compris entre 26,0 ± 1,8 et 29,0 ± 1,8 Ma, avec un âge plateau moyen pondéré de 28,5 ± 0,8 Ma. Les deux études concordent à un sigma. Horn et ses collègues (1997) ont ajouté des déterminations K-Ar et par traces de fission dans l’article qui présentait aussi les contraintes isotopiques Sr-Nd, confirmant globalement un événement situé entre la fin de l’Éocène et le tout début de l’Oligocène, vers 28,5 à 29,5 Ma.
Cela situe l’événement à l’origine du LDG à la fin de l’Éocène, près de la limite Éocène-Oligocène, à 33,9 Ma, mais du côté le plus récent. La Terre se refroidissait alors en direction de la formation de l’inlandsis antarctique. L’Afrique du Nord était une marge téthysienne littorale, avec des mers peu profondes au nord et un Sahara en train d’émerger au sud. La proto-Méditerranée était une Téthys bien plus vaste. À l’échelle du temps profond, l’événement est géologiquement récent : plus jeune que l’essor des cétacés, plus ancien que le biome herbacé moderne.
Outils de pierre, scarabée et Howard Carter
Les humains exploitaient le LDG bien avant que Patrick Clayton n’en cartographie le champ de dispersion. Des éclats taillés, des lames et de petites pointes bifaciales façonnés dans ce verre figurent dans des assemblages de surface du sud de la Grande Mer de Sable, datés par association avec des industries lithiques du Pléistocène moyen à supérieur (Bobrowski et Czekaj-Zastawny, 2009). Le verre se travaille à peu près comme l’obsidienne et donne des éclats conchoïdaux tranchants lorsqu’on le frappe sous le bon angle. Il est plus cassant que le chert ou le silex, si bien que les outils finis ont tendance à rester petits, mais un biface en LDG bien proportionné, conservé par l’université de Cambridge, compte parmi les plus beaux objets préhistoriques connus dans ce matériau (Bobrowski et Czekaj-Zastawny signalent des trouvailles similaires dans l’est du Sahara). Cette technologie disparaît à l’Holocène, à mesure que le Sahara s’assèche et que les populations humaines refluent vers le Nil.
Un morceau de LDG se trouvait aussi dans la plus célèbre découverte archéologique du XXe siècle, où il est resté méconnu pendant soixante-quinze ans.
Le 4 novembre 1922, Howard Carter découvre la tombe de Toutânkhamon, pharaon du Nouvel Empire qui avait régné d’environ 1332 à 1323 av. J.-C. La porte scellée est forcée le 26 novembre. Trois campagnes archéologiques complètes s’écoulent avant que l’équipe atteigne le cercueil intérieur et la momie elle-même.
Le 28 octobre 1925, on soulève le couvercle du cercueil le plus intérieur, en or massif, dans la chambre funéraire de la KV62. La momie est collée au cercueil par une résine noire durcie ; après des tentatives infructueuses pour la libérer grâce à la chaleur de midi dans le désert (on expose les cercueils pendant des heures en plein soleil, à 65 °C), le corps est transporté dans la tombe voisine de Séthi II (KV15) pour y être examiné. Le 11 novembre 1925, les anatomistes Douglas Derry et Saleh Bey Hamdi commencent le démaillotage, en partant des pieds. Sur neuf jours, ils consignent environ 143 objets pris dans le lin : amulettes, étuis en or pour les doigts des mains et des pieds, un poignard en fer météoritique sur la cuisse droite, bracelets, bagues, colliers et plusieurs pectoraux sur la poitrine. Harry Burton, photographe du Metropolitan Museum détaché auprès de la fouille, photographie chaque objet in situ.
Le scarabée jaune n’en fait pas partie. Il vient d’un autre endroit de la tombe : la salle du Trésor, la petite pièce murée derrière la chambre funéraire, aperçue pour la première fois le 17 février 1923 et dégagée en totalité seulement lors de la 5e campagne de fouilles. Dans la salle du Trésor se dresse un coffret plaqué d’ivoire et d’ébène, catalogué sous le numéro 267 de Carter. Quand Carter et Alfred Lucas l’ouvrent, en 1926, ils constatent qu’il a été fouillé par des voleurs de l’Antiquité, mais qu’il contient encore plus de quinze pectoraux incrustés d’or et une ceinture, à l’origine emballés dans du lin et scellés. L’un de ces pectoraux, le 267d de Carter, est une composition ailée construite autour d’un scarabée jaune-vert.
Carter lui-même pensait que le scarabée était en calcédoine, une variété de quartz à grain fin couramment employée dans la joaillerie de la XVIIIe dynastie. Cette identification est restée incontestée dans toutes les publications et sur tous les cartels de musée pendant sept décennies. Puis, en 1996, le minéralogiste italien Vincenzo de Michele examine les propriétés optiques de la gemme, sans l’endommager, alors que le pectoral est exposé temporairement. L’indice de réfraction ne correspond pas à celui de la calcédoine. Il correspond à celui du LDG. De Michele publie l’identification dans la revue Sahara en 1998 : le corps du scarabée a été taillé dans un fragment unique de verre du désert, collecté sans doute quelque part dans la Grande Mer de Sable, puis échangé à travers des centaines de kilomètres de terrain saharien jusqu’aux joailliers de Thèbes, dans la vallée du Nil (de Michele, 1998).
C’est le seul bijou égyptien connu qui contienne du LDG. Le scarabée représente Khépri, le dieu solaire du soleil levant. Le choix du matériau a peut-être été esthétique, ou peut-être délibéré : un verre tombé du ciel, utilisé pour figurer le lever du soleil, sur la poitrine d’un roi enseveli avec une lame de poignard en fer météoritique. Toutânkhamon a été inhumé avec deux objets d’origine extraterrestre : une lame de poignard en fer à la cuisse, et un scarabée en verre fondu par un astéroïde, dans un coffret de la pièce voisine.
Impact ou explosion aérienne ?
Que le LDG ait impliqué des températures élevées était évident dès le départ, et la lechatelierite a tranché la question de savoir si le matériau avait été fondu. La question plus difficile était de savoir comment la fusion s’était produite.
Dans les années 1990, deux hypothèses dominaient. La première soutenait qu’une météorite rocheuse, large peut-être de 100 à 300 mètres, avait frappé le sol du désert à hypervitesse et creusé un cratère. L’onde de choc, puis l’impulsion thermique qui l’avait suivie, avaient fondu la cible gréseuse sous-jacente. La silice fondue avait été éjectée, s’était refroidie en vol ou à la surface, puis avait été préservée dans les couloirs de graviers de la future Grande Mer de Sable. Quant au cratère lui-même, soit il était enfoui, soit il avait été effacé par l’érosion, soit on ne l’avait tout simplement pas encore trouvé.
La seconde soutenait qu’aucun cratère d’impact ne s’était jamais formé. Au contraire, un corps arrivant de l’espace se serait fragmenté et aurait explosé dans l’atmosphère : une explosion aérienne de type Toungouska, mais plus puissante. La boule de feu aurait rayonné vers le bas et chauffé la surface du désert au-delà du point de fusion de la silice, sans exercer de pression de choc significative. Le verre ainsi produit serait une pellicule de sable fondu proche de la surface, comme une version démesurément agrandie de la trinitite produite par le premier essai nucléaire, à Alamogordo, en 1945.
Mark Boslough et David Crawford, des Sandia National Laboratories, ont étayé la thèse de l’explosion aérienne par des simulations d’hydrocode, publiées en 2008 dans la revue International Journal of Impact Engineering. Leurs simulations CTH ont montré qu’un astéroïde qui explose ne se comporte pas comme une explosion ponctuelle en altitude. Le centre de masse du bolide continue vers le bas sous la forme d’un jet cohérent de gaz en expansion à haute température, qui parcourt une fraction notable de l’altitude de l’explosion avant de devenir subsonique. Le jet transfère à la surface son énergie cinétique et thermique sur une vaste emprise. Leurs travaux laissaient entendre que le LDG pouvait raisonnablement se former à partir d’un corps de l’ordre de 100 mégatonnes explosant à basse altitude (Boslough et Crawford, 2008).
Les arguments en faveur des explosions aériennes comme catégorie d’aléa ont pris une tout autre ampleur avec ce qui s’est produit le 15 février 2013 au-dessus de Tcheliabinsk. Un astéroïde rocheux de 20 mètres est entré dans l’atmosphère à environ 19 km/s, s’est fragmenté à 30 km d’altitude et a libéré quelque 500 kilotonnes d’énergie, soit l’équivalent d’une trentaine d’Hiroshima. Aucune part de cette énergie n’a été transmise au sol sous forme de cratère ; une grande partie l’a été sous forme d’une onde de choc qui a soufflé les vitres de six villes et blessé environ 1 500 personnes. Tcheliabinsk a rendu les aléas d’explosion aérienne concrets et, par analogie, a rendu plus plausible l’hypothèse de l’explosion aérienne pour le LDG. Si un corps de 20 mètres pouvait briser des vitres, que pourrait faire un corps de 100 ou de 300 mètres à une portion de désert éocène ?
Les implications pour la défense planétaire étaient directes : si des explosions aériennes de 100 mégatonnes à basse altitude peuvent produire des zones de fusion de 6 500 km², de tels événements sont bien plus dangereux que des impacts formant un cratère, à énergie équivalente, parce qu’ils touchent des surfaces beaucoup plus vastes. La fréquence attendue d’un tel événement est d’environ une fois tous les 10 000 ans, ce qui le place dans l’horizon de planification de la civilisation humaine, ce que l’intervalle de récurrence de 100 millions d’années des impacts de l’ampleur de Chicxulub ne fait pas.
Pendant une dizaine d’années, l’hypothèse de l’explosion aérienne a été la mieux étayée des deux. Puis les zircons ont pris la parole.
Le résultat de la reidite
En 2019, Aaron Cavosie, de l’université Curtin, et Christian Koeberl, de l’université de Vienne, ont publié dans la revue Geology un article dont le titre compte parmi les plus incisifs de la littérature récente sur les impacts : « Overestimation of threat from 100 Mt–class airbursts ? High-pressure evidence from zircon in Libyan Desert Glass » (Cavosie et Koeberl, 2019).
Leur argument repose sur une empreinte minéralogique précise. Le zircon, silicate de zirconium ZrSiO4 pauvre en calcium et en magnésium, possède une structure cristalline tétragonale stable sur presque toute la gamme des pressions et des températures de la croûte. Au-delà d’environ 30 GPa de pression de choc, cependant, le zircon subit une transformation à l’état solide en un polymorphe plus dense, appelé reidite, qui présente une structure tétragonale de type scheelite (groupe d’espace I41/a) et une masse volumique supérieure d’environ dix pour cent à celle du zircon ordinaire. La reidite a été synthétisée pour la première fois en laboratoire en 1969 et a été approuvée comme minéral naturel par l’IMA après sa découverte dans le cratère d’impact de la baie de Chesapeake. Elle a depuis été observée sur moins d’une douzaine de sites d’impact confirmés dans le monde. On ne la trouve jamais dans des contextes volcaniques, hydrothermaux ou sédimentaires. Le seuil de pression de choc nécessaire à sa formation, environ 30 GPa, soit quelque 300 000 atmosphères, ne peut être atteint dans la croûte terrestre par aucun processus autre que l’impact d’une météorite.
La reidite est aussi instable à haute température. Lorsque l’impulsion thermique qui suit le choc porte la roche touchée au-delà d’environ 1 200 °C, la reidite se retransforme en zircon. Mais ce retour n’efface pas la mémoire structurale de la phase de haute pression. Le zircon ainsi reformé recristallise sous la forme d’une mosaïque de petits néoblastes granulaires dont les orientations cristallographiques sont systématiquement liées au réseau de la reidite parente. La technique qui permet de reconstituer l’ancienne reidite à partir des orientations cristallographiques des néoblastes granulaires, par diffraction des électrons rétrodiffusés (EBSD), a été mise au point par Cavosie et ses collègues en 2018 sur des échantillons de la structure d’impact de Woodleigh (Cavosie et al., 2018). Appliquée au LDG, la même méthode a permis à Cavosie et Koeberl de reconstituer la géométrie d’une reidite qui n’existait plus. Le terme technique est zircons FRIGN, acronyme de « former reidite in granular neoblastic » (ancienne reidite dans un zircon néoblastique granulaire). Les relations d’orientation sont diagnostiques. Aucun processus purement thermique ne peut les produire. Elles exigent à la fois un choc et un échauffement ultérieur.
Cavosie et Koeberl ont examiné 101 grains de zircon séparés d’échantillons de LDG, dont une partie présentait la texture FRIGN. La conséquence est d’ordre mécanique : à un moment de la formation du verre, les roches parentes ont subi des pressions de choc d’au moins 30 GPa. Une telle pression ne peut pas être produite par une explosion aérienne, aussi énergétique soit-elle. Les explosions aériennes engendrent des températures suffisantes pour fondre la silice, mais pas des ondes de choc dont la pression de pointe atteint plusieurs dizaines de gigapascals à la surface du sol. Pour obtenir de la reidite, il faut un objet qui heurte physiquement le sol.
L’article de 2019 a, dans les faits, clos le débat entre impact et explosion aérienne. Les travaux ultérieurs l’ont nuancé plutôt que renversé. L’interprétation d’un précurseur de reidite a été discutée, des voies alternatives de formation du zircon néoblastique granulaire ayant été proposées dans la littérature ultérieure, mais l’origine par choc reste la lecture consensuelle.
D’autres indices de choc : zircone cubique et zircone ortho-II
En 2023, Elizaveta Kovaleva, du GFZ-Potsdam et de l’université du Cap-Occidental, avec des collègues d’Égypte, d’Allemagne et du Maroc, a publié dans American Mineralogist une étude en microscopie électronique en transmission qui a poussé plus loin l’argument des hautes pressions (Kovaleva et al., 2023).
Leur cible : les produits de décomposition du zircon. Lorsque le zircon est chauffé au-dessus d’environ 1 673 °C, il se décompose en ZrO2 (zircone) et en SiO2. La zircone possède plusieurs polymorphes. Le groupe de Kovaleva en a trouvé quatre dans des échantillons de LDG. La plupart étaient les formes attendues de haute température, monoclinique, tétragonale et cubique, la zircone cubique étant la gemme bien connue de la bijouterie fantaisie, stable au-dessus d’environ 2 250 °C. Le polymorphe inattendu était la ZrO2 orthorhombique, de groupe d’espace Pnma, connue dans la littérature de science des matériaux sous le nom d’ortho-II ou OII. L’OII possède une structure cristalline de type cotunnite (PbCl2) et un domaine de stabilité compris entre environ 12,5 et 24 GPa. Elle est métastable à pression ambiante une fois trempée, mais ne peut se former à aucune pression inférieure à la limite basse de son domaine de stabilité.
La présence d’OII dans les produits de décomposition du zircon du LDG constitue un deuxième indicateur de haute pression, indépendant du premier. Là où le zircon FRIGN implique une pression de choc ≥ 30 GPa, la zircone OII en implique au moins 12,5 GPa, et probablement davantage. Les deux pistes convergent : le liquide devenu LDG n’était pas le simple produit thermique d’un rayonnement atmosphérique, mais avait traversé une brève et intense impulsion de choc, du genre que seul produit un impact à hypervitesse sur la surface.
À cela s’ajoute la signature géochimique de l’impacteur lui-même. Barrat et ses collègues (1997) ont mesuré les teneurs en éléments du groupe du platine (EGP) dans les traînées sombres d’échantillons de LDG. Le spectre des EGP, normalisé aux abondances chondritiques, est pratiquement plat, signature diagnostique d’une contamination météoritique. L’iridium, en particulier, est enrichi dans les traînées sombres, par rapport au verre clair, d’un facteur supérieur à dix. Koeberl a prolongé ce travail par des mesures isotopiques de l’osmium, qui donnent des rapports 187Os/188Os compatibles avec une composante chondritique du projectile d’environ 0,05 % en masse dans l’ensemble du verre (Koeberl, 1997, 2000). Le chrome et le nickel présentent le même schéma. Quel que soit l’objet qui a frappé le désert, il était sans ambiguïté extraterrestre, et il a laissé une trace de son propre métal mêlée au liquide siliceux.
Le cratère manquant
Rien de tout cela ne résout le problème le plus embarrassant de toute cette affaire. Si un impact à hypervitesse a produit le LDG, où est le cratère ?
Deux structures d’impact sont connues dans l’est de la Libye, toutes deux à quelques centaines de kilomètres du champ de dispersion. La structure BP, aussi appelée Jebel Dalma, se situe à 25°19′ N, 24°20′ E, à environ 165 km au nord-est de l’oasis de Koufra. C’est un ensemble très érodé de trois crêtes concentriques, dont le diamètre extérieur actuel est de 3,2 à 3,4 km. Le cratère Oasis, à 90 km plus au sud, à 24°35′ N, 24°24′ E, conserve un anneau topographique de 5,1 km de large, le rebord d’origine étant estimé à 11,5 km, voire 18 km, d’après des données radar. Les deux se sont formés dans le grès de Nubie du Crétacé inférieur, la même roche cible que celle qui sous-tend le champ de dispersion du LDG (Koeberl, Reimold et Plescia, 2005). Les deux renferment des cônes de percussion (shatter cones) et du quartz choqué, documentés par French, Underwood et Fisk en 1974. Ce sont sans conteste des cratères d’impact.
Mais ils n’ont pas le bon âge. La roche encaissante date du Crétacé inférieur, il y a environ 140 à 120 Ma ; les deux cratères la recoupent et sont donc plus jeunes qu’elle, mais aucun n’a été daté directement. Dans les deux cas, les relations stratigraphiques et d’érosion indiquent une formation bien antérieure à la fin de l’Éocène, presque certainement antérieure au Cénozoïque, et peut-être même crétacée. L’événement du LDG, vieux de 29 Ma, ne peut pas les avoir produits. Inversement, aucun matériau d’éjection vitreux de composition LDG n’a été trouvé dans l’un ou l’autre de ces cratères, ni autour.
Les cratères BP et Oasis sont donc des curiosités, non des solutions : ils montrent que le désert de l’est de la Libye a été frappé, dans le temps profond, par des objets de belle taille, mais ils ne sont pas la source du verre jaune.
Koeberl et Ferrière (2019) ont exploré une autre ligne d’indices. Ils ont examiné des échantillons de grès du substratum rocheux prélevés à l’intérieur même du champ de dispersion du LDG et y ont identifié des grains de quartz choqué porteurs de structures de déformation planaires (PDF) : un autre indicateur de choc de haute pression. Les PDF impliquent que le site de l’impact se trouve dans le champ de dispersion lui-même, mais que le cratère a été profondément érodé et peut-être enfoui sous du sable quaternaire. Ils ont proposé l’existence d’une structure hypothétique de plusieurs kilomètres de diamètre sous les dunes. Aucune structure annulaire nette, aucune anomalie gravimétrique ni signature magnétique n’a été confirmée.
La situation n’est pas sans précédent. La plupart des grands champs de tectites ont un cratère source connu : les moldavites remontent au cratère du Ries, dans le sud de l’Allemagne ; les tectites d’Amérique du Nord, à la structure d’impact de la baie de Chesapeake ; les ivoirites, au cratère de Bosumtwi, au Ghana. Les australasites, dispersées sur un dixième de la surface de la Terre, de l’Indochine à l’Antarctique oriental, n’ont eu aucun cratère connu pendant plus d’un siècle, jusqu’à ce qu’en 2020 Kerry Sieh et ses collègues de l’Earth Observatory of Singapore proposent, dans PNAS, que la source australasienne se trouve enfouie sous le champ volcanique de Bolaven (910 km³), dans le sud du Laos : un cratère d’environ 15 km qui, selon eux, aurait été masqué par des coulées de basalte postérieures à l’impact (Sieh et al., 2020). L’hypothèse reste contestée, Mizera (2022) ayant mis en évidence des problèmes géochimiques et de terrain dans le modèle, et le débat se poursuit, mais elle montre comment un cratère source enfoui peut échapper à la détection pendant un siècle.
Il faudra des forages pour le confirmer, mais des cratères cachés, cela arrive. Une structure vieille de 29 millions d’années, large de un à trois kilomètres, prise dans des sables sahariens en déplacement actif et décapée par le soulèvement cénozoïque du bassin de Koufra, pourrait être très difficile à repérer.
Les indices de choc prouvent qu’un impact a eu lieu. Le cratère, lui, manque toujours.
La piste géochimique
À défaut de trouver le cratère, on peut parfois retrouver la roche cible. La stratégie consiste à comparer la chimie du verre à celle des grès candidats de la région et à chercher une correspondance.
Les premiers travaux suggéraient une réponse évidente. Le grès de Nubie affleurant dans le Gilf Kebir et dans le sud de la Grande Mer de Sable est une formation mature, riche en quartz, du Crétacé inférieur, déposée en milieu fluviatile et marin peu profond. Sa teneur globale en silice est comparable à celle du LDG. Ses rapports d’éléments en traces s’apparentent à ceux des schistes argileux post-archéens. Barrat et ses collègues (1997) ont recouru à l’analyse par plasma à couplage inductif sur dix échantillons de LDG et en ont conclu que le matériau parent était un grès mature post-archéen, composé de grains de quartz enrobés de kaolinite, d’oxydes de FeTi et de phases accessoires. L’enrichissement en terres rares légères (Lan/Smn = 4,2–4,5) et les anomalies négatives en Eu (Eu/Eu* = 0,6–0,75) sont des signatures classiques de la croûte supérieure sédimentaire.
Les travaux isotopiques ont compliqué le tableau. Schaaf et Müller-Sohnius (2002) ont mesuré les rapports isotopiques du Sr et du Nd sur sept échantillons de LDG et cinq échantillons de grès prélevés dans la zone du champ de dispersion. Les échantillons de LDG ont donné des rapports 87Sr/86Sr de 0,71219 à 0,71344 et des valeurs d’εNd de −16,6 à −17,8. Les grès de surface ont donné un Sr moins radiogénique (0,70910–0,71053) et un εNd moins négatif (−6,9 à −9,6). Les compositions isotopiques du LDG ne correspondaient pas au sable de surface actuel de la Grande Mer de Sable, mais, en définitive, à une source de socle cristallin d’âge panafricain (~540 Ma), des roches précambriennes qui doivent se trouver en profondeur sous la colonne de grès. Les systèmes Sr et Nd n’ont pas été remis à zéro par l’événement d’impact, ce qui préserve dans le verre l’âge hérité du socle. Pratesi et ses collègues (2002) sont parvenus à des conclusions compatibles à partir de la pétrographie des textures d’immiscibilité des silicates.
Des travaux plus récents de Sighinolfi et de ses collègues (2020) ont étendu la recherche d’éléments en traces et de signatures isotopiques du Sr au-delà des sables de surface, jusqu’aux formations sédimentaires plus profondes des hautes terres du Gilf Kebir, dont l’âge s’échelonne du Crétacé supérieur au Silurien. Ils ont trouvé des roches cibles candidates, sans toutefois identifier de correspondance définitive. Le grès parent du LDG semble avoir été une arénite quartzeuse dont les zircons détritiques et, en définitive, la signature isotopique panafricaine renvoient à du matériel de socle précambrien recyclé : un sédiment doté d’une longue mémoire.
Les isotopes de l’oxygène ont apporté une troisième contrainte. Longinelli et ses collègues (2011) ont mesuré les valeurs de δ¹⁸O dans des échantillons de LDG et les ont comparées à celles de grès et de sables régionaux. Les valeurs du verre correspondaient à la gamme isotopique globale de l’oxygène des sédiments de surface et de subsurface de la zone du champ de dispersion, ce qui est cohérent avec une cible sédimentaire locale plutôt qu’avec une source crustale profonde pour la silice elle-même, alors même que les systèmes Sr et Nd indiquent une provenance de socle panafricain pour les grains détritiques d’origine. Les deux signaux ne se contredisent pas : l’oxygène enregistre la cible immédiate, le Sr-Nd la roche dont l’altération a, à l’origine, libéré les grains de sable.
À cette composante crustale s’ajoute l’apport météoritique chondritique mesuré par Koeberl (1997) et confirmé par les isotopes de l’osmium : environ 0,05 % en masse. Ce chiffre paraît infime, mais il est caractéristique des roches de fusion d’impact en général. Le plus gros du projectile se vaporise et se disperse ; seule une trace se mêle au verre. Le chiffre de 0,05 % correspond, à peu près, à un corps rocheux de l’ordre de 100 mètres, bien que de tels calculs à rebours dépendent du modèle.
Pourquoi cela compte au-delà de l’Égypte
Les verres d’impact à hypervitesse sont les seuls matériaux d’origine naturelle sur Terre à enregistrer des pressions de choc maximales supérieures à environ 20 GPa, préservant, en quelques centimètres cubes, la physique d’un événement qui n’a duré que quelques millisecondes. Les relations cristallographiques d’un zircon FRIGN sont ce que la géologie offre de plus proche d’une mesure directe de l’onde de choc qui a produit le verre : une empreinte vieille de trente millions d’années d’un processus qu’aucun humain ne pourra jamais observer en temps réel et y survivre.
La technique mise au point par Cavosie et Koeberl sur le LDG a été étendue à d’autres échantillons terrestres et lunaires. Le régolithe lunaire rapporté par les missions Apollo regorge de sphérules de verre et d’agglutinats produits par d’innombrables petits impacts sur la surface lunaire dépourvue d’atmosphère, certains renfermant leurs propres zircons choqués. Les météorites martiennes (des fragments de Mars projetés vers la Terre par éjection lors d’un impact) contiennent du feldspath choqué (maskelynite), de l’olivine choquée et, dans quelques cas, de la reidite. La même minéralogie diagnostique sous-tend notre lecture des archives d’impacts lunaires et martiennes. Le LDG est un échantillon d’étalonnage pour le Système solaire.
Les conséquences en matière d’aléa vont dans le sens inverse de celui qu’indiquaient Boslough et Crawford. Si le plus grand verre naturel connu sur Terre a été produit par un impact au sol plutôt que par une explosion aérienne, alors les explosions aériennes de l’ordre de 100 mégatonnes pourraient en réalité ne pas être capables de produire de telles zones de fusion, ce qui signifie qu’il faut réviser notre estimation de la signature géologique de l’aléa d’explosion aérienne. Les explosions aériennes restent de toute façon dangereuses pour les villes : les effets du souffle ne dépendent pas de la formation d’un cratère. Mais les archives géologiques des explosions aériennes passées pourraient être plus rares qu’on ne le craignait, et le taux de récurrence déduit des événements capables de détruire une ville pourrait devoir être recalibré en conséquence. Identifier l’empreinte de chaque type d’événement importe pour prévoir le prochain.
Sur échantillon de main, le LDG est l’une des identifications les plus simples de la famille des verres naturels. Sa couleur jaune distinctive, sa faible masse volumique, sa composition de silice quasi pure et son éclat vitreux, souvent associés à des surfaces de ventifact piquetées par le vent, le distinguent de la plupart des autres gemmes et verres jaunes. Un indice de réfraction voisin de 1,46, mesurable avec un réfractomètre gemmologique standard, le sépare nettement de la calcédoine, de la citrine et du verre ordinaire à 1,52. Comparer une pièce candidate à un échantillon de référence d’origine documentée reste le test de terrain le plus simple (et les propriétés optiques et physiques qui distinguent les verres naturels des silices cryptocristallines sont présentées dans notre guide d’identification des roches). Le marché est restreint, et l’essentiel du champ de dispersion se trouve dans un désert égyptien reculé, soumis à des restrictions de permis et de sécurité, mais assez de matériau a été collecté au cours du siècle écoulé pour remplir des vitrines de musée dans le monde entier.
Il existe aussi un contexte planétaire plus large. La Terre est l’un des rares corps rocheux du Système solaire où le verre d’impact disparaît par altération en quelques millions d’années. Sur Mars, des verres d’impact de surface ont été identifiés par spectroscopie depuis des orbiteurs ; la surface de la Lune est une archive d’agglutinats d’impact vieille de 4,5 milliards d’années ; la surface de Mercure, fortement cratérisée, abrite vraisemblablement des matériaux comparables. La physique de la milliseconde qui fait une tectite laisse des empreintes géochimiques que l’on peut lire des décennies après que la roche a été ramassée pour la première fois, parfois par un topographe qui avait pris le premier morceau pour un fond de bouteille.
Retour au pectoral
Le scarabée est petit. Son corps ne mesure que quelques centimètres de large. Il est monté, avec ses ailes déployées d’or et de lapis incrusté, sur un pectoral qui avait été placé dans un coffret enveloppé de lin, dans la salle du Trésor d’un roi adolescent mort vers 1323 av. J.-C., un roi enterré avec un poignard en fer météoritique à la cuisse et, dans la pièce voisine, un fragment d’astéroïde explosé sculpté à l’image du soleil levant.
Personne, à Thèbes sous la XVIIIe dynastie, ne savait ce qu’était cette pierre jaune. Carter, trois mille ans plus tard, ne le savait pas davantage : il l’a consignée comme de la calcédoine et en est resté là. La pièce est restée au Musée égyptien du Caire pendant soixante-treize ans avant que Vincenzo de Michele n’en mesure l’indice de réfraction. Les mesures par rétrodiffusion d’électrons d’Aaron Cavosie, qui finiraient par faire remonter le matériau parent du verre à un impact à hypervitesse dans le désert éocène, à environ mille kilomètres à l’ouest de la tombe, se situaient encore vingt et un ans dans l’avenir lorsque de Michele a publié.
Le scarabée posé sur la poitrine du jeune roi est fait d’un verre formé 29 millions d’années avant l’existence du moindre humain, sur un continent plus vert et plus humide, dont la forme n’était pas encore tout à fait celle que nous connaissons. La roche parente était un grès dont les grains avaient eux-mêmes été libérés par l’altération d’un socle précambrien formé par l’orogenèse panafricaine il y a environ 540 millions d’années, au moment où les premiers animaux à coquille dure apparaissaient tout juste dans les océans de l’Édiacarien. Le Sahara a transformé ce socle en sable, le sable en grès, et un astéroïde a transformé le grès en verre. Un tailleur de pierre du Pléistocène a transformé un fragment de ce verre en éclat. Un joaillier thébain a transformé cet éclat en scarabée. Carter et ses anatomistes ont trouvé le scarabée en 1925 sur un corps scellé à son cercueil. De Michele l’a identifié en 1996. Cavosie l’a rattaché au désert en 2019.
Le scarabée jaune est un seul et même objet physique qui a progressé lentement dans le temps, de la fin de l’Éocène jusqu’à la vitrine du Caire. Le pectoral y est suspendu aujourd’hui, derrière un verre d’un genre bien plus récent, et le scarabée accroche encore la lumière comme il l’accrochait dans la Grande Mer de Sable, avant même qu’il y ait des primates pour le voir.
