3.4 Conclusions
4.1.1 Partages solide-solide
Fig. 4.1 – Partage isotopique de l’oxygène calculé entre le quartz et la forstérite (ligne continue). Cercles : combinaison des données forstérite/calcite de Chiba et al. (1989) et quartz/calcite de Clayton et al. (1989). Tirets : courbe semi-empirique proposée par Clayton and Kieffer(1991). Zone hachurée : enveloppe d’incertitude correspondante. Partage quartz-forstérite Le partage calculé entre le quartz et la forstérite est montré sur la figure4.1. Il peut être comparé aux partages quartz-forstérite obtenus en combinant les mesures du partage quartz-calcite de Clayton et al. (1989) et celles celles du partage forstérite-calcite de Chiba et al.(1989), pour les températures communes aux deux expé- riences (à 700, 800, et 1000◦C). La courbe semi-empirique deClayton and Kieffer(1991),
∆Qtz-Fo = 3.790x − 0.228x2+ 0.0091x3, avec x=106
T2, est reportée également. Les incerti-
tudes sur les mesures quartz-forstérite obtenues sont déduits des incertitudes analytiques données par Chiba et al.(1989), considérées comme des déviations standard. Comme ex- pliqué dans Clayton and Kieffer (1991), les erreurs sur le coefficient linéaire de la loi de partage (c’est-à-dire le terme 3.790 dans l’équation ci-dessus), sont de l’ordre de ±0.10 (en standard deviation). L’enveloppe correspondante est reportée figure4.1.
Le calcul sous-estime la courbe expérimentale obtenue avec une erreur relative très proche de 10%. Bien que les phénomènes anharmoniques soient susceptibles d’intervenir à ces températures (cf Guyot et al., 1996), et d’influer sur le partage isotopique, l’erreur observée est tout à fait explicable en considérant simplement l’erreur faite par la DFPT sur les fréquences harmoniques du quartz et de la forstérite. Une erreur systématique de 5% sur les fréquences entraîne en effet, à ces températures, une erreur de 10% sur les facteurs β (voir Annexe B). Les effets de la renormalisation de fréquence sur ce système ont déjà été évoqués en section 3.3.3.
Partage enstatite-forstérite Le pyroxène et l’olivine, deux minéraux dont l’ensta- tite et la forstérite sont des représentants, coexistent fréquemment dans des conditions
de haute température. Le partage entre ces deux minéraux pourrait servir à l’étude des nodules d’origine mantellique (Kyser et al., 1981). L’olivine, l’orthopyroxène et le clino- pyroxène, interviennent également lors des processus d’altération de haute température des gabbros de la croûte océanique, au niveau des rifts océaniques (Bosch et al., 2004). Le partage enstatite-forstérite pourrait dans ce cas permettre de mieux contraindre les températures de ces processus.
La loi de partage dérivée pour l’équilibre enstatite-forstérite, représentée figure 4.2, peut être comparée aux mesures expérimentales de
Rosenbaum et al. (1994) (en combinant les partages mesurés dans les systèmes enstatite- witherite et forstérite-witherite), ainsi que le calcul clinoenstatite-forstérite deKieffer(1982). Du fait de l’addition des incertitudes des deux expériences, ainsi que de la faiblesse du partage entre les deux minéraux, les incertitudes portant sur la loi expérimentale sont importantes (voir Rosenbaum et al., 1994). On a aussi représenté l’équilibre diopside- forstérite issu des mesures de Chiba et al. (1989), ainsi que le calcul diopside-forstérite de Kieffer (1982), comme proposé par Rosenbaum et al. (1994) (figure 4.2, à droite). Le partage diopside-forstérite est en effet, d’après Kieffer (1982), assez proche du partage enstatite-forstérite, et bénéficie de mesures expérimentales plus précises.
Fig. 4.2 – A gauche : partage isotopique de l’oxygène entre l’enstatite et la forstérite. Ligne continue : cette étude ; Cercles : combinaison des données enstatite/witherite et forstérite/witherite de Rosenbaum et al. (1994) ; Tirets : courbe de calibration proposée par Rosenbaum et al. (1994) ; Pointillés : calculs de Kieffer (1982). A droite : compa- raison au partage diopside-forstérite : Carrés : combinaison des données diopside/calcite et forstérite/calcite de Chiba et al. (1989). Tirets : courbe de calibration proposée par Clayton and Kieffer(1991) (diopside-forstérite), Zone hachurée : enveloppe d’incertitude correspondante. Pointillés : calculs de Kieffer (1982) (diopside-forstérite)
En considérant que l’erreur relative de notre calcul devrait être similaire dans les systèmes enstatite-forstérite et quartz-forstérite, nous remarquons que le calcul enstatite- forstérite de Kieffer (1982) donne un meilleur accord avec notre calcul que la régression linéaire proposée par Rosenbaum et al. (1994). Cependant, le plus important est que, étant donné l’importante incertitude de ces différents résultats, ce calcul réalisé de manière indépendante réduit l’enveloppe d’incertitude portant sur cette loi de partage.
fois le fit déduit de l’expérience, quoique très peu compte tenu de l’incertitude associée. Ceci suggère, soit que le calcul deKieffer(1982) sous-estime dans ce cas la réalité, contrai- rement au cas précédent, soit que l’expérience surestime quelque peu la loi réelle.
Partage quartz-lizardite La lizardite est un matériau produit par altération hydro- thermale des roches de la croûte océanique, ce qui en fait un minéral essentiel à l’étude de ces processus d’altération (voir par exemple Agrinier et al., 1996). La lizardite est en général associée à des minéraux tels le talc, la trémolite, et surtout la magnétite.
En conséquence, la loi de partage dérivée pour l’équilibre quartz-lizardite, montrée figure4.3, ne peut pas être comparée à des mesures sur des systèmes naturels. Elle ne peut pas non plus être comparée à une loi issue d’expériences d’échange solide-solide (solide- calcite pour la plupart). On a cependant quelques mesures expérimentales de l’équilibre lizardite-eau (voir plus loin).
Fig. 4.3 – A gauche : partage isotopique de l’oxygène entre le quartz et la lizar- dite (ligne continue), et comparaison avec les lois obtenues à partir de différentes lois quartz/muscovite, et suivant l’approche de Wenner and Taylor(1971) (voir texte). Ligne tirets-points : loi proposée parWenner and Taylor(1971). Ligne pointillée : la loi que nous avons obtenue à partir de la loi quartz-muscovite de Matthews and Schliestedt (1984). Tirets : la loi que nous avons obtenue à partir de la loi quartz-muscovite de Chacko et al. (1996). A droite : Tirets : loi obtenue à partir de Chacko et al. (1996). Zone hachurée : enveloppe d’incertitude correspondante.
Néanmoins, Wenner and Taylor (1971) ont proposé une méthodologie permettant de déduire une loi de partage quartz-serpentine à partir de la loi quartz-muscovite. Cette méthode est basée sur deux hypothèses. Premièrement, en comparant des facteurs de par- tage quartz-minéral dans des roches contenant du quartz, de la muscovite et de la chlorite cogénétiques, ils obtiennent la relation empirique ∆quartz−chlorite
∆quartz−muscovite = 1.6857 1. Deuxième-
ment, ils supposent que le facteur de partage chlorite-lizardite doit être nul, sur la base de considérations sur les différentes liaisons chimiques présentes dans ces matériaux (bond- type models). Cette dernière hypothèse a par ailleurs été confirmée par les calculs plus
1
∆quartz − mineral = δ18O(quartz) − δ18O(mineral), où δ18O est la composition isotopique en h
récents de Zheng (1993), basés sur des méthodes de type "modified increment method". Supposant ces deux hypothèses exactes, on peut donc écrire :
ln α(qtz, lizardite, O) = 1.6857 × ln α(qtz, muscovite, O)
Sur la figure4.3, nous montrons la loi quartz-lizardite proposée selon ce raisonnement par Wenner and Taylor (1971). En suivant la même approche, nous avons calculé la loi quartz-lizardite à partir de différentes mesures de la loi quartz-muscovite. Une calibration du géothermomètre quartz-muscovite est proposé par Matthews and Schliestedt (1984) à partir de mesures isotopiques sur des échantillons naturels. La loi empirique quartz- lizardite correspondante est rapportée sur la figure4.3. Plus récemment,Chacko et al.(1996) ont réalisé des expériences d’échange muscovite-calcite. Ils ont adopté l’approche combi- nant théorie et expérience deClayton and Kieffer(1991), pour proposer une loi muscovite- calcite supposée valable jusqu’à 400K (alors que leurs mesures seules ne permettaient pas une extrapolation à aussi basse température). La loi quartz-calcite de
Clayton and Kieffer(1991) peut ensuite être utilisée pour obtenir la loi quartz-muscovite, puis finalement la loi empirique quartz-lizardite correspondante, que nous reportons sur la figure 4.3. Les erreurs estimées sur le coefficient linéaire de la loi quartz-muscovite étant de l’ordre de ±0.10 (1σ) (Clayton and Kieffer, 1991), l’erreur correspondante pour la loi quartz-lizardite sera de ±0.17, du fait du facteur multiplicatif. L’enveloppe d’erreur correspondant à cette incertitude est représentée figure 4.3. La loi déduite de ce partage quartz-muscovite s’écrit :
1000 ln α(qtz, chlorite/lizardite, O) = 2.276[±0.17]x + 0.071x2− 0.0145x3, avec x = 106
T2.
Notre calcul est en excellent accord avec la loi quartz-lizardite déduite de l’estimation a priori la plus précise de l’équilibre quartz-muscovite, ce qui confirme l’intérêt de cette ap- proche empirique. On note que la loi déduite de l’approche deClayton and Kieffer(1991) s’éloigne de notre courbe en-dessous de 400K, confirmant la limite de validité prévue par Clayton and Kieffer(1991) pour ce type d’approche.