chapitre 3: les isotopes roches magmatiques: comprendre et modéliser les roches magmatiques
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Chapitre 3: Les isotopes
Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les
roches magmatiques
IsotopesMême Z (nombre de protons), Different A (nombre de neutrons)Notation:
614 C
Isotopes les plus utilisés en pétrologie
H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, Nd
Utilisations:DatationsTraceurs pétrogénétiques
Différents types d’isotopes
Isotopes stablesIsotope instables
Isotopes radioactifs: subissent une désintégration (parent)
Isotopes radiogéniques: produits d’une désintégration (daughter)
Isotopes cosmogéniques: produit par bombardement cosmique
Isotopes stables
Pas de fractionation chimiqueFractionation de masse
Fonction de la différence de masse relativeEfficace uniquement pour les isotopes légers L’isotope le plus léger va préférentiellement
dans le liquide plutôt que dans le solide et dans la vapeur plutôt que dans le liquide
Example: Isotopes de l’Oxygène
Standard International pour les isotopes d’O = standard mean ocean water (SMOW)
16O 99.756% de l’oxygène naturel17O 0.039% “18O 0.205% “
18O/16O) =
( O/ O) ( O/ O)
( O/ O)x1000
18 16sample
18 16SMOW
18 16SMOW
Eau de pluie?Evaporation de l’eau de mer vapeur
d’eau (nuages) Isotopes légers se concentrent dans la
vapeur Efficace, masse = 1/8 masse totale
( O/ O) ( O/ O)
( O/ O)x1000
18 16vapor
18 16SMOW
18 16SMOW
=
clouds <0 <( O/ O)18 16
Vapor( O/ O)18 16
SMOW
Figure 9-9. Relationship between d(18O/16O) and mean annual temperature for meteoric precipitation, after Dansgaard (1964). Tellus, 16, 436-468.
Isotopes O et H - juvenile vs. meteorique vs. brine
18O du manteau sédiments: permet d’éstimer la contamination d’un magma mantellique par des sédiments
Signatures isotopiques : distinction principaux réservoirs
Rapports isotopiques d'un élément léger (par exemple 18O/16O) dans deux minéraux coexistant dans la même roche (par exemple, quartz-magnétite, feldspath-magnétite, feldspath-quartz) sont fréquemment différents.
Fractionnements sensibles à T. Fractionnement lorsque T Géothermomètre (δ18O).
Isotopes stables
13C/12C permet de distinguer entre une source magmatique et une source hydrothermale
13C/12C dans les carbonates de la plupart des roches ignées est non-magmatique (sauf carbonatites)→circulation de fluides hydrothermaux.
13C/12C dans la plupart des gites hydrothermaux indique une source profonde
Variations Isotopiques :Variations Isotopiques :1. Fractionation de masse (isotopes légers 1. Fractionation de masse (isotopes légers
seulement)seulement)
2. Isotopes radiogéniques produits en proportions 2. Isotopes radiogéniques produits en proportions variable du à un évènement de fractionation variable du à un évènement de fractionation chimiquechimique
40K 40Ar
Basalte rhyolite par fractionnation chimique
Rhyolite a plus de K que le basalte
40K plus 40Ar au cours du temps dans la rhyolite que dans le basalte
40Ar/39Ar seront différents pour chacun
Cette différence augmente avec le temps
D’après cours en ligne de Winter
Désintégration RadioactiveDésintégration Radioactive
dN
dtN or
dN
dt= N
# pa
rent
ato
ms
# p a
rent
ato
ms
time time
11
½½
¼¼
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N/N0=e-t
D = NeD = Nett - N - N = N(e= N(ett -1) -1)
age de l’échantillon (t) age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on peut être déterminé si on connait:connait: DD quantité de nuclides radiogéniques produits quantité de nuclides radiogéniques produits
NN quantité de radionuclides parents restants quantité de radionuclides parents restants
constante de désintégrationconstante de désintégration
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N/N0=e-t D=N0-N
D = NeD = Nett - N - N = N(e= N(ett -1) -1)
age de l’échantillon (t) age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on peut être déterminé si on connait:connait: DD quantité de nuclide radiogénique produit quantité de nuclide radiogénique produit
NN quantité de radionuclide parent restant quantité de radionuclide parent restant
constante de désintégrationconstante de désintégration
limites: •Dans une roche très jeune la quantité d’isotopes radiogénique est trop faible pour être déterminée précisément.•Dans une roche très ancienne la quantité d’isotopes parents est trop faible pour être déterminée précisément.•Comment distinguer les isotopes radiogéniques des isotopes stables initialement présents?
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Le système K-ArLe système K-Ar4040K K 4040Ca ou Ca ou 4040ArAr
4040CaCa est commun. Le est commun. Le 4040Ca radiogénique ne peut Ca radiogénique ne peut être distingué être distingué 4040Ca non-radiogéniqueCa non-radiogénique
4040ArAr est un gaz inerte qui peut être piégé dans est un gaz inerte qui peut être piégé dans les phases solides les phases solides
A haute T, A haute T, 4040Ar s’échappe Ar s’échappe et l’horloge et l’horloge radiométrique est remise à zéroradiométrique est remise à zéro
Température de blocage Température de blocage varie selon les varie selon les minérauxminéraux
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Le système K-ArLe système K-Ar• Attention: si la roche refroidit lentement, l’Ar peut Attention: si la roche refroidit lentement, l’Ar peut
s’échapper après la cristallisation initiales’échapper après la cristallisation initiale• Températures de blocage varient selon les Températures de blocage varient selon les
minéraux: minéraux: • Amphibole: 600°C Amphibole: 600°C • Micas: 300°CMicas: 300°C• Apatite: 100 °CApatite: 100 °C
• Permet d’estimer des vitesses de refroidissement Permet d’estimer des vitesses de refroidissement ou de dater des épisodes de métamorphismeou de dater des épisodes de métamorphisme
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Système Sr-RbSystème Sr-Rb
8787Rb Rb 8787SrSr + particule beta ( + particule beta ( = 1.42 x 10 = 1.42 x 10-11-11 a a-1-1))
Rb se comporte comme K Rb se comporte comme K micas et feldspaths micas et feldspaths alcalinsalcalins
Sr se comporte comme Ca Sr se comporte comme Ca plagioclase et apatite plagioclase et apatite (mais pas clinopyroxene)(mais pas clinopyroxene)
8888Sr : Sr : 8787Sr : Sr : 8686Sr : Sr : 8484Sr = 10 : 0.7 : 1 : 0.07Sr = 10 : 0.7 : 1 : 0.07
8686SrSr est un isotope stable. est un isotope stable.
8787SrSr = = 8787Sr stable + Sr stable + 8787Sr radiogénique (désintégration Sr radiogénique (désintégration dede 87 87Rb)Rb)
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Technique isochroneTechnique isochrone
Au moins 3 échantillons cogénétiques avec Au moins 3 échantillons cogénétiques avec différents rapports Rb/Srdifférents rapports Rb/Sr
Figure 9-3.Figure 9-3. Change in the concentration of Rb Change in the concentration of Rb and Sr in the melt derived by progressive batch and Sr in the melt derived by progressive batch melting of a basaltic rock consisting of melting of a basaltic rock consisting of plagioclase, augite, and olivine. From Winter plagioclase, augite, and olivine. From Winter (2001) An Introduction to Igneous and (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
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Bt - Ms – Kfs
•3 roches dérivant d’une même source par 3 roches dérivant d’une même source par fusion partielle ou cristallisation fractionnée.fusion partielle ou cristallisation fractionnée.
•3 minéraux d’une même roche avec différents 3 minéraux d’une même roche avec différents rapport K/Carapport K/Ca
Si Si t <0.1: et <0.1: ett-1 -1 tt
Pour t < 70 Ga (!!) :Pour t < 70 Ga (!!) :
8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt
= équation linéaire de = équation linéaire de 8787Sr/Sr/8686Sr vs. Sr vs. 8787Rb/Rb/8686SrSr
Equation de désintégration divisée par Equation de désintégration divisée par 8686SrSr8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)(eSr)(ett -1) -1)
= 1.4 x 10= 1.4 x 10-11-11 a a-1-1
D = D0+N(et -1)
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a b c to86Sr
87Sr
o( )
86Sr
87Sr
86Sr
87Rb
3 roches a, b,c au temps 3 roches a, b,c au temps ttoo
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8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt
a b c
a1
b1
c1t1
to
86Sr
87Sr
86Sr
87Rb
86Sr
87Sr
o( )
D’après cours en ligne de Winter
8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt
a b c
a1
b1
c1a2
b2
c2
t1
to
t2
86Sr
87Sr
86Sr
87Sr
o( )
86Sr
87Rb
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8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt
Technique des Isochrones produit:Technique des Isochrones produit:
1. L’age de la roche (pente = 1. L’age de la roche (pente = t)t)
2. 2. ((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo = valeur initiale de = valeur initiale de 8787Sr/Sr/8686SrSr
Figure 9-9. Rb-Sr isochron for the Eagle Peak Pluton, central Sierra Nevada Batholith, California, USA. Filled circles are whole-rock analyses, open circles are hornblende separates. The regression equation for the data is also given. After Hill et al. (1988). Amer. J. Sci., 288-A, 213-241.
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Age=pente/=91 Ma
Figure 9-13.Figure 9-13. Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.Hyman/Kluwer.
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(87Sr/86Sr)o = valeur initiale de 87Sr/86Sr = traceur pétrogénétique
(87Sr/86Sr)o<0.706: origine mantellique
Système Sm-NdSystème Sm-Nd
Sm et Nd sont des LREE (incompatibles)Sm et Nd sont des LREE (incompatibles) Nd a un plus petit Z Nd a un plus petit Z rayon ionique plus grand rayon ionique plus grand
plus incompatibleplus incompatible Sm/Nd plus petit dans le liquide que dans la sourceSm/Nd plus petit dans le liquide que dans la source
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147147Sm Sm 143143NdNd = 6.54 x 10= 6.54 x 10-13-13 a a-1 -1 (half life 106 Ga)(half life 106 Ga)
On divise dans l’équation de désintégration par On divise dans l’équation de désintégration par 144144Nd qui est Nd qui est non-radiogénique non-radiogénique
143143Nd/Nd/144144Nd = (Nd = (143143Nd/Nd/144144Nd)Nd)oo + ( + (147147Sm/Sm/144144Nd)Nd)tt
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Evolution oposée à Rb - SrEvolution oposée à Rb - Sr
Figure 9-15.Figure 9-15. Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.
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CHUR: Chondrite uniform reservoir
Système Sm-Nd
Figure 9-15. Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.
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143 144/1 10000initial
tCHUR
Nd NdNd
I
ItCHUR : rapport 143Nd/144Nd à l’époque de formation de la roche
Nd positif: source appauvrieNd négatif: source enrichie
Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThSystème très complexe . Système très complexe .
3 isotopes radio3 isotopes radioactifsactifs d’ U: d’ U: 234234U, U, 235235U, U, 238238UU 3 isotopes radio3 isotopes radiogéniques dugéniques du Pb: Pb: 206206Pb, Pb, 207207Pb, et Pb, et 208208PbPb
Seul Seul 204204Pb est strictement non-radiogéniquePb est strictement non-radiogénique U, Th, and Pb sont des U, Th, and Pb sont des incompatiblesincompatibles Composition isotopique en Pb des roches dépend Composition isotopique en Pb des roches dépend
dede 238238U U 234234U U 206206PbPb (( = 1.5512 x 10 = 1.5512 x 10-10-10 a a-1-1)) 235235U U 207207PbPb (( = 9.8485 x 10 = 9.8485 x 10-10-10 a a-1-1)) 232232Th Th 208208PbPb (( = 4.9475 x 10 = 4.9475 x 10-11-11 a a-1-1))
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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThConcordiaConcordia = = Co-evolution Co-evolution
simultanéesimultanée de de 206206Pb et Pb et 207207Pb via:Pb via:
238238U U 234234U U 206206PbPb235235U U 207207PbPb
Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.
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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThDiscordiaDiscordia = = perte de la perte de la
même proportion de même proportion de 206206Pb Pb and and 207207PbPb
Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.
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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThConcordia après 3.5 Ga d’évolution totaleConcordia après 3.5 Ga d’évolution totale
Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.
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Coefficients de partage solide-liquide des isotopes de Pb, Sr ou Nd sont identiques.
Composition isotopique d'un
magma produit dans n'importe quelle partie du manteau ou de la croûte reflètera exactement la composition isotopique de ce réservoir.
Réservoirs avec des signatures isotopiques distinctes (Rb/Sr, U/Pb, Th/Pb, Sm/Nd)
Manteau appauvriManteau enrichi par recyclage de la
lithosphère océaniqueCroûte inférieure (appauvrie)Croûte supérieure (enrichie)Cratons de différents âges
Assimilation provoque un changement des rapports isotopiques du magma contaminé en proportion:
1.de la quantité de la croûte (ou manteau) assimilée,
2.du contraste isotopique entre les deux composants et
3.des concentrations des éléments pertinents (Sr, Nd, Pb) dans les deux composants
Isotopes cosmogéniques: Example du 10Be
Petites quantités formées dans l'atmosphère et incorporées dans les dépôts abyssaux;
Transportée dans le manteau par le processus de subduction;
Fraction minime dans les basaltes jeunes des marges convergentes (recyclage des sédiments)
10Be n'est jamais présent dans les basaltes intraplaques ou les basaltes de ride océanique du même âge
Conclusions
Comprendre et modéliser les roches magmatiques
Eléments majeursLes techniques d’analyses modernes permettent
d’obtenir les compositions précises des roches et des minéraux constitutifs en éléments majeurs, éléments en traces et isotopes.
Les éléments majeurs permettent de classifier les roches et distinguer des séries magmatiques
Des modèles graphiques et mathématiques basés sur les variations en éléments majeur d’une série permet de tester si les roches dérivent les unes des autres par cristallisation fractionnée et quels sont les cristaux impliqués dans la fractionnation.
Eléments en traceLes éléments en traces sont en général
incompatiblesSur la base des éléments en trace, la cristallisation
fractionnée, la cristallisation à l’équilibre, la fusion partielle et la fusion à l’équilibre peuvent être modélisés.
On ne peut maintenir l’hypothèse de la cristallisation fractionnée que si les éléments majeurs et les éléments en trace donnent des résultats convergeants.
Les proportions relatives de différent éléments en traces sont utilisées comme indicateur de la cristallisation de certains minéraux
Systèmes ouverts-systèmes fermésLes modèles de cristallisation fractionnée
sont valables pour des systèmes fermésLa différentiation s’opère probablement
très fréquemment en système ouvertLes processus pétrogénétiques en système
ouvert peuvent impliquer de l’assimilation (AFC) et des mélanges.
Mélanges
CH = CAXA+ CB (1-XA)
XA=fraction du composant A, C=concentration d'un élément; CH=concentration dans le magma hybride.
L’efficacité du mélange entre deux magmas dépent:De la vigueur de la convection;Des contrastes de viscosité.
Mélanges
Jellinek and Kerr, 1999U=a/i
Mélanges
Un magma rhyolitique anhydre est beaucoup plus visqueux qu’un basalte.
La viscosité d’un magma rhyolitique riche en eau se rapproche de celle d’un basalte.
Un basalte anhydre se solidifie à des température plus élevée qu’un magma rhyolitique (il se fige au contact de la rhyolite)
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