TD3 – Nature des enveloppes terrestre: pétrologie et géochimie Etude de la vitesse de propagation des ondes sismiques (P et S):  discontinuités séparant des enveloppes avec des propriétés physiques différentes (densité, rhéologie)

Ces enveloppes sont aussi différentes d’un point de vue: (1) chimique (2) minéralogique Exercices: 1) Estimation des pourcentages en masse du noyau et du manteau 2) Comparaison des compositions de chondrite et de Terre totale – conclusions sur la formation de la Terre 3) Composition chimiques des enveloppes, roches et minéraux – liens génétiques 4) Fusion partielle du manteau et différenciation

Ex1 – Estimation des pourcentages en masse du noyau et du manteau Equation de mélange Terre totale = a*noyau + b*manteau avec a + b = 1 FeOTerre = a*FeONoyau + (1-a)*FeOManteau a = (FeOTerre - FeOManteau) / (FeONoyau - FeOManteau) a = (35,92 - 7,10)/(95,77 - 7,10) = 0,325 donc pourcentage massique du Noyau = 32,5% et du Manteau 67,5%

Règle du levier: la proportion de noyau dans la Terre totale est donnée par le bras de levier N opposé = N/(N+M) noyau % M % N Terre manteau

volume du Noyau = 4/3 pi (6370-2900)3 = 1,7502 1011 km3 volume total = 4/3 pi (6370)3 = 1,0827 1012 km3 % volumique du Noyau = 16% % massique du Noyau = 32,5%  Difference de densité

Ex2 – composition de la Terre et d’une chondrite C1 SiO2Terre = a*SiO2Noyau + b*SiO2Manteau   Noyau Manteau primitif Terre Totale Chondrite C1 SiO2 49.52 33.42 34.2 Al2O3 3.57 2.41 2.44 FeO 95.77 7.1 35.92 35.8 MgO 35.69 24.09 23.7 CaO 2.82 1.90 1.89 Na2O 0.29 0.20 0.98 K2O 0.03 0.02 0.1 MnO 0.12 0.08 0.23 TiO2 0.16 0.11 P2O5 0.01 0.41 Cr2O3 0.28 0.27 NiO 5.76 0.25 2.04 2.1 CoO 0.09 0.06 somme 101.8 99.97 100.56 102.29 Chondrite = meteorites pierreuses formees de silicates et elements metalliques. Les chondrites se caracterisent par la presence de petites billes (des chondres) formes d’olivine, de cpx et de plagio dans une matrice avec des inclusions metalliques. Chondrites C1 = chondrites carbonnees. Leur composition est identique a celle de la composition de l’atmosphere solaire a l’exception des elements volatils (H, C, O, N). Les C1 sont des chondrites primitives – pas de phenomene de differenciation post a la creation de l’univers. Elles ont garde leur composition de nebuleuse solaire avce un debut de degazage des elements volatils La comparaison avec la chondrite C1 démontre la véracité du modèle géochimique. L'histoire terrestre semble bien être une composition chimique issue de la nébuleuse solaire suivi par une phase de formation du noyau qui "stocke" (ou fractionne) l'essentiel du Fer, du Nickel et du Cobalt présent dans la composition initiale. Il est important de noter que par la suite les géologues vont s'intéresser à la Terre Silicatée et que cette composition où domine O et Si est le résultat de la première étape de différenciation qu'est la formation (vers 4,50Ga) du Noyau. Seuls quelques éléments chimiques posent problème quand on compare notre calcul à al chondrite C1 : - Na et K (alcalins) et P : l'hypothèse a mettre en avant ici est une perte des alcalins volatils et du phosphore sou une forme volatil dans les premiers moment de l'accrétion qui construit la proto-Terre. Il n'est pas exclu que l'événement catastrophique à l'origine de la Lune (impact géant avec uen météorite) ai joué un rôle. - Mn : il semble qu'il faille admettre que le Noyau terrestre contienne du Mn, habituel compagnon du Fer du fait de propriétés chimiques très voisines. Par ce type de calcul et de comparaison on peut affiner les modèles.

Ex3 – composition chimiques des croûtes et du manteau Enveloppes Roches Minéraux Echelle  COMPOSITION CHIMIQUE

Chaque enveloppe se caractérise par une composition chimique différente (cf exo 1 et 2 – cas du manteau et noyau) SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O Croûte continentale supérieure 66,0 15,2 4,5 2,2 4,2 3,9 3,4 0,5 1,5 inférieure 54,4 16,1 10,6 6,3 8,5 2,8 0,34 1,0 Croûte océanique 50,5 15,3 10,4 7,6 11,3 2,7 0,11 1,62 0,4 Manteau supérieur 45 3,6 7,5 41 2 0,2 0,1 Manteau inférieur (primitif calculé) 49,52 3,57 7,10 35,69 2,82 0,29 0,03 0,16 0,15 Dans chaque enveloppe, on trouvera une série de roche qui lui est propre

Chaque roche se caractérise par une composition chimique SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O Granite 70 14 3 1,3 2,5 4 3,5 0,4 1 Andésite 58 17 7,5 3,3 6,8 1,6 0,9 0,8 Basalte océanique 47 11 13 10 2 0,5 Lherzolite 45 1,7 43 1,5 0,2 0,1 Harzburgite 42 7 50 Une roche est constituée de minéraux. La composition minéralogique d’une roche est fonction de la composition chimique de la roche et des conditions de cristallisation (P, T…) La classification chimiques des roches est essentiellement basee sur les elements majeures et = particulierement SiO2, alcalins (Na et K) et Fe-Mg D’apres le % en poids de SiO2 on definis 4 groupes roches acides SiO2 > 65% Roches intermediaires 52 a 65 Roches basiques 52 a 45 Roches ultrabasique < 45 Aucun rapport avec le pH

Composition minéralogique des roches (Diagrammes de Streickeisen) – roches riches en minéraux clairs Proportion modale de Quartz – Plagioclase – Feldspath alcalin

Composition minéralogique des roches ultrabasiques (roches avec moins de 10 % de mineraux clair) Proportion modale d’olivine, cpx et opx

Exo3: calcul du % en poids de SiO2 et MgO des minéraux Chaque minéral a sa propre composition chimique => calcul des masses molaires (g/mol ou g.mol-1) des oxydes SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O 60 102 71,8 40,3 56 62 94 80 18 => calcul des masses molaires des minéraux => calcul du pourcentage en poids de SiO2 et MgO dans chaque mineral

=> calcul des masses molaires des mineraux masse molaire olivine Mg2 SiO4 ou (2MgO + SiO2) 2*40,3+60 = 140,6 pyroxène Ca Mg Si2O6 ou (CaO + MgO + 2SiO2) 56+40,3+2*60 = 216,3 feldspath Ca (anorthite) Ca Si2Al2O8 ou (CaO + Al2O3 + 2SiO2) 56+102+2*60 = 278 feldspath Na (albite) Na Si3AlO8 ou (1/2 Na2O + 1/2 Al2O3 + 3SiO2) 62/2 + 102/2 + 3*60 = 262 feldspath K (orthose) K Si3AlO8 ou (1/2 K2O + 1/2 Al2O3 + 3SiO2) 94/2 + 102/2 + 3*60 = 278

Cas de l’olivine (Mg2 SiO4) Dans 1 mole d’olivine  1 mole de SiO2 => calcul du pourcentage en poids de SiO2 et MgO dans chaque mineral Cas de l’olivine (Mg2 SiO4) Dans 1 mole d’olivine  1 mole de SiO2  2 mole de MgO Connaissant les masses molaire (masse par mole) % en poids de SiO2 dans Mg2SiO4 = MSiO2 / MMg2SiO4 * 100 % en poids de MgO dans Mg2SiO4 = MMgO / MMg2SiO4 *2 * 100

=> calcul du pourcentage en poids de SiO2 et MgO dans chaque mineral quartz SiO2 100 - olivine Mg2 SiO4 ou (2MgO + SiO2) 42,77 57,33 pyroxène Ca Mg Si2O6 ou (CaO + MgO + 2SiO2) 55,48 18,63 feldspath Ca (anorthite) Ca Si2Al2O8 ou (CaO + Al2O3 + 2SiO2) 43,17 feldspath Na (albite) Na Si3AlO8 ou (1/2 Na2O + 1/2 Al2O3 + 3SiO2) 68,70 feldspath K (orthose) K Si3AlO8 ou (1/2 K2O + 1/2 Al2O3 + 3SiO2) 64,75

Diagramme Sio2 vs MgO Manteau sup Manteau inf Croûte ocean. Notion de differenciation Croûte ocean. Croûte cont sup Croûte cont inf

Manteau olivine harzburgite lherzolite Manteau sup Manteau inf pyroxene - Conclusions : …un pôle "péridotite" avec Manteau sup. = Lherzolite et les Harzburgites plus riches en olivine, minéral majoritaire dans ces compositions, le Manteau inf est légèrement plus siliceux et magnésien (voir différenciation des croûtes) Anorthite

Croûte basique – cr. continentale inférieure et cr. océanique pyroxène Basalte océanique un pôle "croûte basique" avec similitude basalte océanqiue ≈ Cr. océanique et Andésite ≈ Cr Cont. inf, les deux compositions correspondent à l'association d'un silicate alumineux (feldspath Ca) et un silicate ferro-magnésien (ici pyroxène), Croûte ocean. Andésite Croûte cont inf Anorthite

Croûte continentale supérieure …un pôle "croûte continentale supérieure" de composition granitique avec prédominance des feldspaths alcalins Croûte cont sup Granite fK Albite

Notion de différenciation chimique par fusion partielle Exemple de la croûte océanique et du manteau fusion partielle: roche init P = liquide B + résidu solide (Rs) application numérique dans le cas d’un taux de fusion partielle de 25 %: SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2 H2O P : roche initiale 44 4 8 40,3 2,5 0,5 0,1 Rs : résidu solide 42,5 0,6 7 49,7 ß : liquide produit 48,5 14,2 11 12,1 9,7 2 0,4 1,7 on observe que 25% de fusion partielle de la lherzolite produit un liquide basaltique de composition très différente avec une augmentation de tous les oxydes excepté MgO dont la concentration chute (de 40 à 12%). On notera l'augmentation sensible en silice et surtout en Al, Ca. Cette composition est trsè proche de celle d'un basalte océanique. On peut penser que la fusion partielle des lherzolites du Manteau sup est à l'origine des basaltes océanique de la croûte océanique et aussi d'un résidu de fusion de type harzburgite. Le residu (harzburgite est appauvru en Al, Ca, Na et K parv rapport a la roche initiale (lherzolite) . Cette appauvrissement est lie a l’extraction du liquide. Les elements al, na, ca k sont dit incompatibles cad qu’ils ont une preference pour le liquide (ici le basalte oceanique)

Résidu solide % liquide Roche initiale % residu liquide on observe que 25% de fusion partielle de la lherzolite produit un liquide basaltique de composition très différente avec une augmentation de tous les oxydes excepté MgO dont la concentration chute (de 40 à 12%). On notera l'augmentation sensible en silice et surtout en Al, Ca. Cette composition est trsè proche de celle d'un basalte océanique. On peut penser que la fusion partielle des lherzolites du Manteau sup est à l'origine des basaltes océanique de la croûte océanique mais aussi d'un résidu de fusion de type harzburgite Essayer le meme type de diagramme avec K2O et Al2O3. ce diag montre que pour concentrer tout le K2O de la lherzolite dans le liquide basaltique il faut un taux de fusion partielle de 2 % Application de la regle des leviers