Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques Chapitre 3: Les isotopes Elements en trace: < 0.1%

Isotopes C Même Z (nombre de protons), Different A (nombre de neutrons) Notation: 6 14 C

Isotopes les plus utilisés en pétrologie H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, Nd Utilisations: Datations Traceurs pétrogénétiques

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 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

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)

d (18O/16O) = ( O/ O) x 1000 18 16 sample SMOW -

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

d = dclouds <0 < ( O/ O) x 1000 - ( O/ O) ( O/ O) 18 16 vapor SMOW - Evaporation fractionne dO16. Condensation fractionne très peu: presque toute la vapeur part en pluie ( 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.

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

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 : 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

Désintégration Radioactive D’après cours en ligne de Winter Désintégration Radioactive - µ dN dt N or = N l N/N0=e-lt 1 ½ ¼ # parent atoms time 

D = Nelt - N = N(elt -1) N/N0=e-lt D=N0-N 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

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?

Le système K-Ar 40K  40Ca ou 40Ar 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

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

Système Sr-Rb 87Rb  87Sr + particule beta (l = 1.42 x 10-11 a-1) D’après cours en ligne de Winter Système Sr-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)

Au moins 3 échantillons cogénétiques avec différents rapports Rb/Sr 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.

Equation de désintégration divisée par 86Sr D’après cours en ligne de Winter D = D0+N(elt -1) Equation de désintégration divisée 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 = équation linéaire de 87Sr/86Sr vs. 87Rb/86Sr

( ) 3 roches a, b,c au temps to to D’après cours en ligne de Winter 3 roches a, b,c au temps to 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt 86Sr 87Sr 86Sr 87Sr o ( ) to a b c 86Sr 87Rb

( ) t1 to 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt a b c a1 b1 c1 86Sr D’après cours en ligne de Winter 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt a b c a1 b1 c1 t1 to 86Sr 87Sr 87Rb o ( )

( ) t2 t1 to 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt a b c a1 b1 c1 D’après cours en ligne de Winter 87Sr/86Sr = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)lt a b c a1 b1 c1 a2 b2 c2 t1 to t2 86Sr 87Sr o ( ) 86Sr 87Rb

Technique des Isochrones produit: 1. L’age de la roche (pente = lt) 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-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.

(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

Système Sm-Nd Sm et Nd sont des LREE (incompatibles) D’après cours en ligne de Winter Système Sm-Nd Sm et Nd sont 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

D’après cours en ligne de Winter 147Sm  143Nd l = 6.54 x 10-13 a-1 (half life 106 Ga) On divise dans l’équation de désintégration par 144Nd qui est non-radiogénique 143Nd/144Nd = (143Nd/144Nd)o + (147Sm/144Nd)lt

Evolution oposée à Rb - Sr 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 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

D’après cours en ligne de Winter Système Sm-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.

Système U-Pb-Th Système très complexe . 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)

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.

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.

Système U-Pb-Th Concordia après 3.5 Ga d’évolution totale D’après cours en ligne de Winter Concordia après 3.5 Ga d’évolution totale 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.

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 appauvri Manteau enrichi par recyclage de la lithosphère océanique Croûte inférieure (appauvrie) Croûte supérieure (enrichie) Cratons de différents âges

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 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

Comprendre et modéliser les roches magmatiques Conclusions

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.

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

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.

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 U=na/ni Jellinek and Kerr, 1999

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)