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Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques

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Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques . Chapitre 3: Les isotopes. 14. C. 6. Isotopes. Même Z (nombre de protons), Different A (nombre de neutrons) Notation:. Isotopes les plus utilisés en pétrologie. H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm , Nd

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Presentation Transcript
roches magmatiques comprendre et mod liser les roches magmatiques

Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques

Chapitre 3: Les isotopes

slide2

14

C

6

Isotopes

Même Z (nombre de protons),

Different A (nombre de neutrons)

Notation:

isotopes les plus utilis s en p trologie
Isotopes les plus utilisés en pétrologie

H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, Nd

Utilisations:

  • Datations
  • Traceurs pétrogénétiques
diff rents types d isotopes
Différents types d’isotopes
  • Isotopes stables
  • Isotope instables
    • Isotopes radioactifs: subissent une désintégration (parent)
    • Isotopes radiogéniques: produits d’une désintégration (daughter)
    • Isotopes cosmogéniques: produit par bombardement cosmique
isotopes stables
Isotopes stables
  • Pas de fractionation chimique
  • Fractionation de masse
    • Fonction de la différence de masse relative
      • Efficace 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
slide6

Example: Isotopes de l’Oxygène

16O 99.756% de l’oxygène naturel

17O 0.039% “

18O 0.205% “

Standard International pour les isotopes d’O = standard mean ocean water (SMOW)

slide7

-

18

16

18

16

(

O/

O)

(

O/

O)

sample

SMOW

x

1000

18

16

(

O/

O)

SMOW

d (18O/16O) =

slide8

d Eau de pluie?

Evaporation de l’eau de mer  vapeur d’eau (nuages)

  • Isotopes légers se concentrent dans la vapeur
  • Efficace, D masse = 1/8 masse totale
slide9

d =

dclouds <0 <

-

18

16

18

16

(

O/

O)

(

O/

O)

vapor

SMOW

x

1000

18

16

(

O/

O)

SMOW

18

16

(

O/

O)

18

16

(

O/

O)

SMOW

Vapor

slide10

Figure 9-9.Relationship between d(18O/16O) and mean annual temperature for meteoric precipitation, after Dansgaard (1964).Tellus, 16, 436-468.

slide11

Signatures isotopiques : distinction principaux réservoirs

  • Isotopes O et H - juvenile vs. meteorique vs. brine
  • d18O du manteau sédiments: permet d’éstimer la contamination d’un magma mantellique par des sédiments
slide12

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 stables13
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
slide14

D’après cours en ligne de Winter

Variations Isotopiques :

1. Fractionation de masse (isotopes légers seulement)

2. Isotopes radiogéniques produits en proportions variable du à un évènement de fractionation chimique

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

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D’après cours en ligne de Winter

dN

dN

-

µ

-

l

N or

=

N

dt

dt

Désintégration Radioactive

N/N0=e-lt

1

½

¼

# parent atoms

time 

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D’après cours en ligne de Winter

N/N0=e-lt

D=N0-N

D = Nelt - N= N(elt -1)

age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on connait:

D quantité de nuclides radiogéniques produits

N quantité de radionuclides parents restants

l constante de désintégration

slide17

D’après cours en ligne de Winter

D = Nelt - N= N(elt -1)

age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on connait:

D quantité de nuclide radiogénique produit

N quantité de radionuclide parent restant

l constante 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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D’après cours en ligne de Winter

Le système K-Ar

40K 40Ca ou 40Ar

  • 40Ca est commun. Le 40Ca radiogénique ne peut être distingué 40Ca non-radiogénique
  • 40Ar est un gaz inerte qui peut être piégé dans les phases solides
  • A haute T, 40Ar s’échappe et l’horloge radiométrique est remise à zéro
  • Température de blocage varie selon les minéraux
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D’après cours en ligne de Winter

Le système K-Ar

  • Attention: si la roche refroidit lentement, l’Ar peut s’échapper après la cristallisation initiale
  • Températures de blocage varient selon les minéraux:
    • Amphibole: 600°C
    • Micas: 300°C
    • Apatite: 100 °C
  • Permet d’estimer des vitesses de refroidissement ou de dater des épisodes de métamorphisme
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D’après cours en ligne de Winter

SystèmeSr-Rb

  • 87Rb 87Sr + particule beta (l = 1.42 x 10-11 a-1)
  • Rb se comporte comme K  micas et feldspaths alcalins
  • Sr se comporte comme Ca  plagioclase et apatite (mais pas clinopyroxene)
  • 88Sr : 87Sr : 86Sr : 84Sr = 10 : 0.7 : 1 : 0.07
  • 86Sr est un isotope stable.
  • 87Sr = 87Sr stable + 87Sr radiogénique (désintégration de 87Rb)
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D’après cours en ligne de Winter

Technique isochrone

Au moins 3 échantillons cogénétiques avec différents rapports Rb/Sr

  • Bt - Ms – Kfs
  • 3 roches dérivant d’une même source par fusion partielle ou cristallisation fractionnée.
  • 3 minéraux d’une même roche avec différents rapport K/Ca

Figure 9-3. Change in the concentration of Rb and Sr in the melt derived by progressive batch melting of a basaltic rock consisting of plagioclase, augite, and olivine. From Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

slide22

D’après cours en ligne de Winter

D = D0+N(elt -1)

Equation de désintégrationdivisée par 86Sr

87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)(elt -1)

l = 1.4 x 10-11 a-1

Si lt <0.1: elt-1 lt

Pour t < 70 Ga (!!) :

87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt

= équationlinéaire de 87Sr/86Sr vs. 87Rb/86Sr

slide23

D’après cours en ligne de Winter

(

)

87Sr

86Sr

o

87Sr

87Rb

86Sr

86Sr

3 roches a, b,c au temps to

87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt

to

a

b

c

slide24

D’après cours en ligne de Winter

t1

c1

b1

a1

(

)

87Sr

to

86Sr

a

o

b

c

87Sr

87Rb

86Sr

86Sr

87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt

slide25

D’après cours en ligne de Winter

t2

c2

t1

b2

c1

(

)

a2

b1

87Sr

86Sr

a1

o

to

a

b

c

87Rb

87Sr

86Sr

86Sr

87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt

slide26

D’après cours en ligne de Winter

  • Technique des Isochrones produit:
        • 1. L’age de la roche (pente = lt)
        • 2. (87Sr/86Sr)o= valeur initiale de 87Sr/86Sr

Age=pente/l=91 Ma

Figure 9-9.Rb-Srisochron 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.

slide27

(87Sr/86Sr)o= valeur initiale de 87Sr/86Sr = traceur pétrogénétique

  • (87Sr/86Sr)o<0.706: origine mantellique

Figure 9-13. 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 Hyman/Kluwer.

D’après cours en ligne de Winter

slide28

D’après cours en ligne de Winter

SystèmeSm-Nd

  • Sm et Ndsont des LREE (incompatibles)
    • Nd a un plus petit Z rayon ionique plus grand  plus incompatible
    • Sm/Nd plus petit dans le liquide que dans la source
slide29

D’après cours en ligne de Winter

147Sm 143Nd

l = 6.54 x 10-13 a-1 (half life 106 Ga)

  • On divisedansl’équation de désintégration par 144Nd qui estnon-radiogénique
    • 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd)o+ (147Sm/144Nd)lt
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D’après cours en ligne de Winter

Evolution oposée à Rb - Sr

CHUR: Chondrite uniform reservoir

Figure 9-15. Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Gab.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

slide31

D’après cours en ligne de Winter

SystèmeSm-Nd

ItCHUR : rapport 143Nd/144Nd à l’époque de formation de la roche

eNd positif: source appauvrie

eNd négatif: source enrichie

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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D’après cours en ligne de Winter

Système U-Pb-Th

Système très complexe .

    • 3 isotopes radioactifs d’ U: 234U, 235U, 238U
    • 3 isotopes radiogéniques du Pb: 206Pb, 207Pb, et 208Pb
      • Seul 204Pb est strictement non-radiogénique
  • U, Th, and Pb sont des incompatibles
  • Composition isotopique en Pb des roches dépend de
    • 238U 234U 206Pb (l = 1.5512 x 10-10 a-1)
    • 235U 207Pb (l = 9.8485 x 10-10 a-1)
    • 232Th 208Pb (l = 4.9475 x 10-11 a-1)
slide33

D’après cours en ligne de Winter

Système U-Pb-Th

Concordia = Co-evolution simultanée de 206Pb et 207Pb via:

238U 234U 206Pb

235U 207Pb

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 Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

slide34

D’après cours en ligne de Winter

Système U-Pb-Th

Discordia = perte de la même proportion de 206Pb and 207Pb

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 Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

slide35

Système U-Pb-Th

D’après cours en ligne de Winter

Concordia après 3.5 Gad’évolutiontotale

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 Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

slide36

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.

r servoirs avec des signatures isotopiques distinctes rb sr u pb th pb sm nd
Réservoirs avec des signatures isotopiques distinctes (Rb/Sr, U/Pb, Th/Pb, Sm/Nd)
  • Manteau appauvri
  • Manteau enrichi par recyclage de la lithosphère océanique
  • Croûte inférieure (appauvrie)
  • Croûte supérieure (enrichie)
  • Cratons de différents âges
slide38

Assimilation provoque un changement des rapports isotopiques du magma contaminé en proportion:

  • de la quantité de la croûte (ou manteau) assimilée,
  • du contraste isotopique entre les deux composants et
  • des concentrations des éléments pertinents (Sr, Nd, Pb) dans les deux composants
isotopes cosmog niques example du 10 be
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
el ments majeurs
Eléments majeurs
  • Les 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.
el ments en trace
Eléments en trace
  • Les éléments en traces sont en général incompatibles
  • Sur 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
syst mes ouverts syst mes ferm s
Systèmes ouverts-systèmes fermés
  • Les modèles de cristallisation fractionnée sont valables pour des systèmes fermés
  • La différentiation s’opère probablement très fréquemment en système ouvert
  • Les processus pétrogénétiques en système ouvert peuvent impliquer de l’assimilation (AFC) et des mélanges.
m langes
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.
m langes45
Mélanges

U=na/ni

Jellinek and Kerr, 1999

m langes46
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)