LE ROLE DE LA PHASE FLUIDE DANS LE METAMORPHISME

Leçon 4
LE ROLE DE LA PHASE FLUIDE
DANS LE METAMORPHISME
Où peut-on encore observer des fluides dans les roches métamorphiques?
Quelle était l’origine de ces fluides?
Où étaient ces fluides à l’époque du métamorphisme?
Quelles étaient leurs propriétés dans les conditions du métamorphisme?
Quels étaient les effets de ces fluides sur les réactions minérales?
Quels étaient leurs effets sur le transport de matière à l’époque du métamorphisme?
4.1 EVIDENCE:
LES INCLUSIONS FLUIDES
4.1.1 LES TYPES D’INCLUSIONS FLUIDES
inclusions fluides
primaires
gaz
liquide
inclusions fluides
secondaires
solide
1µm
inclusion fluide
Les inclusions fluides observées à 20 °C et 1
atm. contiennent fluide et gaz et souvent
solides.
4.1.2 PRINCIPE DE L ’ANALYSE DES INCLUSIONS FLUIDES
pression
Isochore: volume molaire
constant
LIQUIDE
isochore
conditions P,T
du piégeage
GLACE
Point
Critique
nucléation de
la bulle de gaz
(sursaturation)
nucléation
du cristal saturation
(sursaturation) cristal
saturation
gaz
VAPEUR
température
Th
Th: température
d’homogénéisation
Point critique: liquide et
vapeur ont les mêmes
propriétés (volume
molaire)
4.1.3 INCLUSIONS FLUIDES
1 - Comment voit-on l’homogénéisation?
Homogenization of Aqueous-Carbonic Inclusions
1 - disparition du CO2 liquide
2 - disparirion du CO2 gazeux
275 °C: température d’homogénéisation (Th)
4.1.3 INCLUSIONS FLUIDES
2 - Comment voit-on la formation de la glace?
Freezing of Aqueous-Carbonic Fluid Inclusions
-31 °C:
température
de fusion
(Tf)
4.2 L’ORIGINE DES FLUIDES
DANS LE METAMORPHISME
4.2.1 ORIGINE DE L ’EAU: LES REACTIONS DE
DESHYDRATATION
profondeur km
30
pression GPa
0,8
Première réaction de déshydratation
disthène
1: kaol. + 2qtz
pyr. + H2O
2 pyr.
disth. + 3qtz + H2O
25
0,6
20
15
Seconde réaction de déshydratation
10
pyrophyllite
→
Si4O10Al2(OH)2
1
0,4
sillimanite
0,2
2 quartz
2 SiO2
→
kaolinite
+
Si2O5Al2(OH)4
2
disthène
Al2SiO5
+
pyrophyllite
+
Si4O10Al2(OH)2
3 quartz
3 SiO2
+
eau
H2O
eau
H2O
5
andalousite
0,0
0
200
400
600
800
température °C
0
1000
% masse H2O
8
Les quantités d’eau produite: 9 et 4,5 % (%
masse)
Pour un gradient géothermique de 30°C km-1,
ces quantités seront libérées dans les roches
approximativement vers 350 et 430 °
masse de H 2O
libérée par la
réaction 1
roche hydratée
kaol. +qtz
6
4
masse de H 2O
libérée par la
réaction 2
2
0
200
0
400
10
600
20
profondeur km
800
1000
4.2.2 LES QUANTITES D ’EAU MISES EN JEU
a% masse H O
b
% masse H 2O
2
argiles
6
chlorite +
phengites
argiles + zéolites
6
micas +
grenat
pumpellyite +
glaucophane +
lawsonite
staurotide +
grenat +
micas
4
glaucophane +
grenat
glaucophane +
grenat+
omphacite
4
omphacite +
grenat
sillimanite +
feldspath-K
2
2
roche pélitique
roche basaltique
migmatite
0
0
0
10
20
profondeur km
0
10
20
profondeur km
30
séquences de réactions de déshydratation pour des sédiments
argileux (a) et pour les basaltes océaniques (b).
4.3 LOCALISATION DES FLUIDES
DANS
LES ROCHES METAMORPHIQUES
4.3.1 NOTIONS DE MOUILLABILITE
La capacité d’un fluide à mouiller un minéral, c’est-à-dire couvrir au moins une
partie de sa surface, est une fonction de la tension de surface (voir leçon 3).
Les fluides se fixent sur les sites énergétiques: sommets, arêtes ou défauts
cristallins émergeant sur les faces.
4.3.2 LA FRACTURATION HYDRAULIQUE
La pression de fluides (Pf) dépasse la somme de la contrainte
minimum (σ3) + la résistance mécanique de la roche (τ0): Pf > σ3
+ τ0. La fracture se propage selon σ1 et s’élargit selon σ3.
4.3.3 CRACK AND SEAL (RAPPEL LEÇON 2)
a
b
http://www.virtualexplorer.com.au/2000/Volume2/www/contribs/bons/text/2_3.html
4.4 L’ETAT DES FLUIDES DANS LES
CONDITIONS DU
METAMORPHISME
4.4.1 RAPPELS: RELATION PRESSION-VOLUME MOLAIRE
pression (atm)
140
Exemple: CO2
120
100
Un gaz a un grand volume molaire et il est
compressible. Pour les gaz parfaits pV = nRT
V : volume occupé par le gaz
n : nombre de moles
R : constante des gaz parfaits (8,31451 J K-1
mol-1)
T: température (K)
Le volume molaire Vm = RT/p.
isotherme 31,04 °C
Les gaz réels se rapprochent des gaz parfaits
aux basses pressions.
80
60
40
D
C
B
liquide + vapeur
A
20
0
0,2
0,4
volume molaire (L mol )-1
La pression exercée par un mélange de gaz
parfaits est la somme des pressions exercées
individuellement par chaque gaz comme s’il
occupait le volume seul (loi de Dalton).
pj = njRT/V
0,6
4.4.2 LES ETATS THERMODYNAMIQUES DE L ’EAU
a
b
pression (b)
isochore
isochore
3,0volume
spécifique
3 kg-1 x 10 3
m2,5
150 b
isobare
250 b
2,0
1,5
400 b
1,0
isochore
PC critique
221
c
liquide
glace
0,5
200
volume
3,0
spécifique
m3 kg-1 x 10 3
2,5 700°C
400
600
température °C
800
isotherme
2,0 600°C
6 10-4
1,5 500°C
vapeur
0.01
1,0
374
température (°C)
0,5
200
400
pression bars
Diagrammes d’état de H2O dans le système p-V-T.
a) Projection sur le plan p-T (les courbes sont des isochores).
b) Projection sur le plan V-T (les courbes sont des isobares).
c) Projection sur le plan p-V (les courbes sont des isothermes).
600
4.4.3 VARIATION DU POINT CRITIQUE DANS LE SYSTEME
H2O-CO2 EN FONCTION DE LA PRESSION
pression
d'après takenouchi & Kennedy, 1964
1600
110 °C
courbe critique
200 °C
1200
250 °C
270 °C
Diagramme de phases du système
H2O – CO2 montrant l’évolution de
la composition des phases fluides et
gazeuses avec la pression pour une
température donnée
(Takenouchi & Kennedy, 1964).
800
275 °C
300 °C
400
325 °C
0
0
20
40
60
% molaire CO
80
2
100
4.4.4 LE SYSTEME H2O-NaCl
Salinity Determination from Halite Dissolution (rappel: 1GPa = 10 kbar)
L
H+L
liquide
Solubilité
complète de
H2O et NaCl
vapeur + halite
4.4.5 POINTS CRITIQUES DANS LE SYSTEME H2O-NaCl
1 – lieu géométrique dans l’espace P-T
PRESSION (bars)
2500
lieu géométrique
des points critiques
2000
40
1500
salinité (masse %)
30
1000
20
10
500
0
0
250
H
V+
L+
V+H
500
750
1000
1250
1500
TEMPERATURE (°C)
Diagrammes de phases dans le système H2O-NaCl.
a) Influence de la salinité sur la position du point critique.
b) En présence de la phase solide halite (NaCl), toute variation de conditions
P,T se fait sur la ligne triphasée L+V+H.
4.4.5 POINTS CRITIQUES DANS LE SYSTEME H2O-NaCl
2 – lecture du diagramme de phases
1500
Exemple d’une
solution à 40%
de NaCl
1000
liquide + halite
liquide
L+
V
PRESSION (bars)
solution 40% NaCl
point critique (T>1150 °C)
Th (L+V)
500 °C 480 bars
vapeur
500
H
L+V+
Tm (L+V+H)
323 °C
100
200
300
vapeur + halite
400
500
TEMPERATURE (°C)
600
700
800
4.4.5 POINTS CRITIQUES DANS LE SYSTEME H2O-NaCl
3 – Projection dans l’espace salinité - pression
Lire le diagramme de
phases pour
l’isotherme 500 °C.
fluide supercritique 500 °C
liquide 500 °C
gaz 500 °C
4.4.6 LA SOLUBILITE DE L’EAU DANS LE MAGMA
1 – basse pression (<2 GPa)
763°C
764°C
765°C
766°C
4.4.6 LE SECOND POINT CRITIQUE
2 - La limite entre fluide aqueux et magma hydraté (P>2GPa)
H2O wt%
Hermann et al. 2013 Elements
Au-delà de 3,5 GPa – 750°C,
la transition entre fluide
aqueux et magma hydraté se
fait par l’intermédiaire d’un
fluide supercritique. Plus
salé que le premier, son
domaine s’étend jusqu’à
moins de 30% d’eau.
4.4.6 LE SECOND POINT CRITIQUE
3 – des inclusions fluides aux inclusions vitreuses
Liquide + paragonite, sidérite,anhydrite,
magnétite et X indéterminé)
Hermann et al., Elements, 2013
Phlogopite, phengite, paragonite,
quartz, diamant
Primary aqueous fluid inclusion
pyrope-rich garnet
Feldspath-K, , quartz piégés
dans un grenat (melt inclusion)
Primary aqueous fluid inclusion
microdiamants
4.5 LA SOLUBILITE DES MINERAUX
4.5.1 LA SOLUBILITE DU QUARTZ
2
% masse SiO
en solution
36
32
température
critique
28
gaz + quartz
1500 b
1000 b
1250 b
quartz + liquide
24
20
750 b
16
12
600 b
200 b
8
4
0
500 b
300 b
quartz + liquide + gaz
160
200
240
280
320
250 b
point critique
360
400
440
480
520
560
600
température °C
La solubilité du quartz croît avec la température excepté à proximité du point critique de l’eau où la
densité des solutions est trop basse. D’une façon générale, la solubilité du quartz est beaucoup
moins grande que celle de NaCl. La solubilité croît avec la pression. 0 1 kb, elle est constamment
croissante au-delà de 500°C.
4.5.2 APPLICATION: LA TAILLE DES FILONS DE QUARTZ
1 - le problème
On considère les transferts de matière liés à la migration des
fluides dans le contexte du métamorphisme régional.
- Soit 1 km3 de roche porté à une température de 500°C et une pression
de 400 MPa. Les réactions de déshydratation qu’elle subit produisent
une phase fluide représentant 1% en masse.
- Ce fluide remonte vers les zones de métamorphisme moins intense où
la pression est de 100 MPa et la température de 300°C.
Les données
Densité moyenne des roches à 400 MPa-500°C = 2,7
Volume molaire du quartz à 100 MPa-300°C = 22,688 cm3 mol-1
Masse molaire de SiO2 = 60,09 g mol-1
La solubilité du quartz
- à 400 Mpa - 500°C : 7,08 g de SiO2 dissout dans 1 kg d’eau.
- à 100 Mpa - 300°C : 1,12 g de SiO2 sont dissout dans 1 kg d’eau.
4.5.2 APPLICATION: LA TAILLE DES FILONS DE QUARTZ
2 - la solution
1 la quantité de fluide produite
- 1 km3 de roche représente 2,7 1015 g;
- la masse de fluide est 1% de 2,7 1015 g soit 2,7 1013 g.
2 la différence de solubilité
- à 400 MPa-500°C, la masse totale de quartz dissout est donnée
par 7,08 x 2,7 1010 soit environ 2 1011 g.
- à 100 MPa-300°C, la masse totale de quartz dissout est donnée
par 1,12 x 2,7 1010 soit environ 3 1010 g.
3 la masse de quartz précipité - son volume
- masse de quartz déposée : 2 1011 - 3 1010 = 1,7 1011 g.
- nombre de moles de quartz : 1,7 1011/60,09 soit 28 108 moles
- volume de quartz déposé : 22,688 x 28 108 soit 6,4 1010 cm 3.
Si on considère une veine de 10 cm d’épaisseur et 10 m
de largeur, elle aura 6,4 km de longueur.
4.5.3 LA SOLUBILITE INVERSE: LA CALCITE
a
b
solubilité de -1
la calcite g kg
0,60
température: T = 150 °C
solubilité de -1
la calcite g kg
0,60
0,50
0,50
0,40
0,40
0,30
0,30
0,20
0,20
0,10
0,10
0
10
20 30
40 50 60 70 80 90 100
pression de CO 2 atm
0
P CO2 = 62 atm
P CO2 = 12 atm
P CO2 = 4 atm
P CO2 = 1 atm
100
150
200
250
température °C
La calcite est moins soluble à chaud qu ’à froid.
Elle est d ’autant plus soluble que PCO2 est élevée
300
4.6 LES REACTIONS DE
DEVOLATILISATION
MINERAL → MINERAL + FLUIDE
4.6.1 DESHYDRATATION
A LA PRESSION LITHOSTATIQUE
P
• For example the location on a P-T phase diagram of the dehydration reaction:
KAl2Si3AlO10(OH)2 + SiO2 = KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O
pressure of H2O (pH2O)
Rappel leçon 1
The equilibrium curve
represents equilibrium between
the reactants and products
under water-saturated
conditions (pH2O = PLithostatic)
depends upon the partial
4.6.2 DESHYDRATATION A PRESSION PARTIELLE H2O
VARIABLE. 1- effet de XH2O (mélange H2O + CO2)
KAl2Si3AlO10(OH)2 + SiO2 = KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O
Ms
Qtz
Kfs
Sill
W
•
•
•
•
Suppose H2O is withdrawn from the
system at some point on the watersaturated equilibrium curve: pH2O <
Plithostatic
According to Le Châtelier’s Principle,
removing water at equilibrium will be
compensated by the reaction
running to the right, thereby
producing more water
This has the effect of stabilizing the
right side of the reaction at the
expense of the left side
So as water is withdrawn the Kfs +
Sill + H2O field expands slightly at
the expense of the Mu + Qtz field,
and the reaction curve shifts toward
lower temperature
4.6.3 DESHYDRATATION A PRESSION PARTIELLE H2O
VARIABLE. 2 – dérivation du diagramme T fonction de XH2O
• Because H2O and
CO2 are by far the
most common
metamorphic volatiles,
the X in T-X diagrams
is usually the mole
fraction of CO2 (or
H2O) in H2O-CO2
mixtures.
• Because pressure is
also a common
variable, a T-Xfluid
diagram must be
created for a specified
pressure
Rappel leçon 1
4.6.4 REACTION DE DECARBONATATION
la réaction dans les espaces P-T et XCO2-T
CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2
CALCITE
+ QUARTZ → WOLLASTONITE
Relation graphique simple
entre les deux systèmes
4.6.5 LES REACTIONS DE DEVOLATILISATION H2O-CO2
• 5 types of devolatilization
reactions, each with a unique
general shape on a T-X
diagram
• Type 3: Tmax at XCO2
determined by the
stoichiometric ratio of
CO2/H2O produced
Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3 CaCO3 + 2 SiO2
= 5 CaMgSi2O6 + 3 CO2 + H2O
4.6.6 NOTION D ’AVANCEMENT DE LA REACTION
Application aux réactions de déshydratation-décarbonatation
quatre types de réactions minérales:
1 production de CO2 (décarbonatation)
2 production de H2O (déshydratation)
3 consommation de H2O – production
de CO2 (hydratation – décarbonatation)
4 production de CO2 et de H2O
(décarbonatation et déshydratation).
température
E
D
41
C
3
B
22
A
41
0
XCO2
1
Wo + CO2
calcite + quartz
2
anorth. + gross. + H2O
zoisite + quartz
3
talc + calcite + CO2
dol + quartz + H2O
4
diopside + CO2 + H2O
trémolite + calcite + quartz
1
APPLICATION:
Réactions minérales dans une roche ( quartz
+ dolomite + zoisite) en présence d’un fluide
(XCO2 = 0,2). On considère que les réactions
se produisent en système fermé.
4.7 LES EQUILIBRES ISOTOPIQUES
(isotopes stables 18O et D)
4.7.1 DEFINITION DE δ 18Ο
Les variations naturelles des rapports isotopiques sont faibles; c’est la raison pour laquelle le
fractionnement entre deux isotopes est exprimé par la variation δ du rapport R d’un isotope lourd
(rare) à un isotope léger (abondant) par rapportà un standard:
⎡⎛ R
⎞ ⎤
δ = ⎢⎜ é chantillon ⎟ − 1⎥ × 10 3
⎣⎝ Rs tan dard ⎠ ⎦
Le standard pour les isotopes de O et H est l’eau de mer (SMOW:Standard Mean Ocean Water)
⎤
⎡ ⎛ 18 O ⎞
⎛ 18 O ⎞
− ⎜ 16 ⎟
⎥
⎢ ⎜ 16 ⎟
O
O
⎝
⎠
⎝
⎠
é chantillon
eaudemer ⎥
× 1000
δ 18O = ⎢
⎥
⎢
⎛ 18 O ⎞
⎥
⎢
⎜ 16 ⎟
⎝ O ⎠ eaudemer
⎥⎦
⎢⎣
La fréquence de vibration d’un atome est une fonction inverse de la masse, de ce fait les isotopes
lourds réagissent moins vite que les légers.
4.7.2 LE PARTITIONNEMENT ISOTOPIQUE
Le partionnement des isotopes entre les paires A-B minéral-minéral, fluide-fluide ou minéral-fluide
est donné par α = RA/RB ou en notation δ:
1 + δ A / 1000
α A− B =
1 + δ B / 1000
On obtient une formulation utilisable en prenant les logarithmes des deux membres de l’équation:
ln α = ln(1 + δ A / 1000) − ln(1 + δ B / 1000)
δ/1000 est toujours inférieur à 1, donc on peut simplifier l’expression ln(1+δA/1000) par δA/1000.
De même pour δB. L’équation devient alors:
Δ A − B ≡ δ A − δ B ≈ 1000 ln α A− B
Equilibre des échanges isotopiques
Exemple: équilibre quartz magnétite
1 18
1
1
1
Si O2 + Fe 3 16 O4 = Si 16O2 + Fe 3 18 O4
2
4
2
4
La constante d’équilibre K s’écrit:
X ) (X
(
K=
(X ) (X
2
16 , Q
2
18 , Q
1
2
1
2
4
18 , Mt
4
16 , Mt
)
)
1
4
1
4
X représente la fraction de 18O ou 16O dans le site oxygène du quartz (Q) ou de la magnétite (Mt):
X16,Q = [16O/(18O + 16O)]Q. On tire donc K = α = (18O/16O)Mt / (18O/16O)Q
4.7.3 LES EQUATIONS THERMOMETRIQUES
la constante K=α pour des échanges isotopiques (1 espèce atomique) entre des paires de
silicates ou d’oxydes est une fonction linéaire de la température:
- température ambiante: K≅1/T (au zéro absolu la séparation isotopique est
théoriquement totale)
- hautes températures: LogK≅1/T2.
Exemple: Calcul de l’équation de l’équilibre quartz - calcite. On part du fractionnement
de l’oxygène dans les systèmes quartz (q) - eau (w) et calcite (c)- eau (w)
(
= 2 ,78(10
)
T ) − 2 ,89
− 1000 ln α = 0,60(10
1000 ln α qw = 3,38 10 6 T −2 − 2 ,90
1000 ln α cw
1000 ln α
q
w
−2
6
c
w
6
T
−2
)
donc on en déduit
q
c
On sait que 1000 ln α w ≈ δ q − δ w et que 1000 ln α w ≈ δ c − δ w .
δ q − δ c = Δqc = 0,60(10 6 T −2 )
4.7.4 LA COMPOSITION ISOTOPIQUE DES FLUIDES
METAMORPHIQUES: 18O/16O et D/H
fluides appauvris en 18 O
fluides enrichis en 18O
eau de mer
0
Rangoon 15°N
Fluides métamorphiqu
-50
D
-100
Copenhague 55°N
fluides magmatique
Groenland Est 70°N
-150
Pôles
-15
-10
-5
0
18
O
+5
+10
+15

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