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Dépôt Institutionnel de l’Université libre de Bruxelles / Université libre de Bruxelles Institutional Repository
Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:
Pivin, M. (2012). La suite complexe des mégacristaux des kimberlites de Mbuji-Mayi en République Démocratique du Congo: témoins du métasomatisme dans le manteau lithosphérique sous-continental archéen du craton du Congo-Kasaï (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des Sciences – Sciences de la Terre et de l'Environnement, Bruxelles.
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D 03884 0 iversité Libre de Bruxelles
Sciences de la Terre et de l'Environnement
La suite complexe des mégacristaux des kimberlites de Mbuji-Mayi en République Démocratique du Congo : témoins du métasomatisme dans le manteau lithosphérique
sous-continental archéen du craton du Congo-Kasaï
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Thèse présentée en vue de l'obtention du titre de
Docteur en Sciences, '
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Marjorie Pivin
Soutenue en^ai 2012
Université Libre de Bruxelles
Département des Sciences de la Terre et de l'Environnement
La suite complexe des mégacristaux des kimberlites de Mbuji-Mayi en République Démocratique du Congo : témoins du métasomatisme dans le manteau lithosphérique
sous-continental archéen du craton du Congo-Kasaï
Thèse présentée en vue de l'obtention du titre de
Docteur en Sciences par
Marjorie Pivin
Soutenue en Mai 2012
Directeurs de Thèse : Professeur Daniel Demaiffe
Remerciements
Les dernières lignes...Incroyable !
J’adresse mes premiers remerciements chaleureux à Daniel Demaiffe. Au-delà du fait que, sans lui, je ne me serais jamais attaquée à ces mégacristaux, je le remercie pour sa disponibilité sans bornes durant ces quatre années et demie, et particulièrement lors de ces derniers mois et pendant le « sprint final », au cours duquel je pense qu’il en a (presque) bavé autant que moi, mais ne l’a jamais laissé paraître. Je n’ai jamais eu à hésiter à passer ma tête dans l’entrée de son bureau pour lui exposer mon problème du moment, parfois simplement parce que j’avais besoin d’une oreille qu’il a su tendre, mais principalement pour des discussions qui ont pu durer plusieurs heures, qu’il n’a pas hésité à me consacrer. Toujours prêt à m’apprendre et me montrer de nouvelles choses, même les derniers jours où ma tête allait exploser : je pense que je n’oublierai jamais l’origine du mot « armalcolite » ! Merci pour tout, j’ai réellement apprécié ces années passées au labo !
Merci à Nadine Mattielli. Tout d’abord pour avoir accepté de me « prendre » en cours de route, mais surtout parce qu’elle n’a pas hésité non plus à me laisser savoir que sa porte serait toujours ouverte, et pour s’être montrée d’une immense gentillesse. Merci également pour avoir accompagné mes premiers pas en « salle blanche » et au Nu, je n’aurais pas pu trouver meilleur coach.
Même si nos chemins ont fini par se séparer, je dois beaucoup à Olivier Féménias, mon mentor pendant les premières années, celui qui m’a lancée sur le chemin de la recherche et m’a appris que les années de thèse sont des montagnes russes ! On en a fait du « team- building » au Corto à une époque, et ce sont des souvenirs mémorables ! Je n’oublierai jamais les couscous en Tunisie, les soirées passées avec toute la famille et bien entendu Bob Marley et les autres aux cheveux longs dans les clips douteux qu’il nous infligeait aux pauses café.
Mes débuts en tant que thésarde se sont faits à ses côtés, c’était un vrai plaisir !
J’en arrive à celui que j’ai toujours considéré comme « le grand frère de la géologie » et qui bien entendu est un ami en plus d’être un collègue, Julien Berger. Que dire, sinon qu’on n’aurait pas pu, Gaëlle et moi, avoir meilleur compagnon du bureau d’à côté pendant toutes ces années. Merci à lui d’avoir toujours été disponible pour discuter et donner son avis, et pour avoir géré tous les problèmes informatiques ! On aura partagé de nombreuses conférences et les stages de terrain en Ardèche, c’était un réel bonheur !
Bien qu’étonnant dans cette discipline, je n’aurai pas eu l’occasion de faire du terrain pour ma thèse, et j’ai d’autant plus apprécié les moments passés à faire des analyses diverses à l’étranger. Pour ça, je remercie tous ceux qui m’ont initiée aux différentes techniques employées pour révéler l’histoire de ces mégacristaux.
Un merci particulier à John Valley et Mike Spicuzza pour m’avoir accueillie dans leur laboratoire à l’Université de Madison-Wisconsin et m’avoir directement laissée manipuler la délicate ligne d’extraction en verre, ainsi qu’à Alan Woodland, rencontré lors de ma première conférence sur les kimberlites à Francfort, avec qui j’ai appris, avec beaucoup de plaisir, la spectroscopie Môssbauer.
Merci également à Olivier Bruguier pour sa disponibilité lors de mes venues à Montpellier et pour avoir su dominer le spectromètre et le laser qui ne devaient pas beaucoup aimer les ondes que je transmettais, ainsi qu’à Jacques Wautier, Frédéric Couffignal et Michel Fialin pour l’aide apportée lors des analyses à la microsonde.
Bien entendu, un tout grand merci aux membres du DSTE qui m’ont prêté leurs instruments et guidée pour les diverses analyses réalisées « en interne ».
Alain Bernard, pour m’avoir permis d’utiliser le MEB sans modération et Benjamin Barbier pour avoir changé les échantillons un nombre incalculable de fois.
Vinciane Debaille, qui m’a montré toutes les ficelles de la dissolution des échantillons et de la séparation des éléments en salle blanche, et évidemment pour ses conseils avisés lors du déchiffrage des résultats.
Merci à Wendy Debouge, Claude Maerschalk et Ivan Petrov pour leurs aides respectives en chimie et lors des analyses au Nu, et à Georges Zaboukis et Pascale Houba pour m’avoir prêté main forte dans la préparation des lames minces et des résines.
Les années de thèse, ce sont bien sûr des années de rencontres également. A ce titre, je saluerai « les Français » : Jean-Claude Mercier qui a joué le rôle de guide lors de ma toute première conférence et avec qui j’ai eu des discussions passionnantes, et Hervé Diot pour son hospitalité à La Rochelle et son humour atypique.
Merci également à Gaston Giuliani et Daniel Ohnenstetter pour leur motivation à collaborer sur l’étude des corindons et les initiatives entreprises, ainsi qu’à Dmitri lonov pour le temps qu’il m’a accordé lors d’un passage rapide à Bruxelles.
J’en arrive à celles qui coulent de source, mes compagnes de labeur depuis la première année d’études et jusqu’en fin de thèse : Gaëlle, ma compagne de bureau qui su supporter mon intolérance au bruit, et Camille et Nathalie, celles avec qui j’ai partagé tous les « moments PRIA ». C’était un réel bonheur de partager tout ça avec elles et d’avoir pu évoluer ensemble.
Qu’auraient été toutes ces années sans la bonne ambiance qui règne au sein de l’équipe des jeunes du DSTE. Claire, Céline, Collin, Julien, Gaëlle, Geneviève, Jérôme, Aurélien, Benjamin, Marguerite, Robin, Franck, Chiara, Vinciane, Erwin, Katharine, Eléonore et Julie, je vous adresse un immense merci pour un quotidien d’enfer et les excellents moments passés en soirées.
Finalement, sans oublier mes amis sans qui la vie ne serait tout simplement pas pareille, je remercie du plus profond de mon cœur mes parents et ma famille en général parce qu’ils ont toujours été d’un support illimité. Un merci tout particulier à mon papa parce que, mis à part ces quelques lignes, il n’y en a pas une qu’il n’aura pas relu.
Je remercie Alan Woodland, Michel Grégoire, Jacqueline Vander Auwera, Vinciane Debaille et la personne qui remplira le rôle de Président pour avoir accepté de faire partie du jury de ma thèse.
Cette thèse n’aurait pu être entreprise et aboutir sans le soutien financier du FRIA-FNRS et l’aide de la Fondation Van Buuren, que je remercie chaleureusement.
La vaste collection de mégacristaux de Mbuji-Mayi dont j’ai pu user et abuser, je la dois à feu Dr Carlos Fieremans (ancien directeur de la MIBA) et à son fils Dr Mark Fieremans. Je leur exprime ma profonde gratitude.
SOMMAIRE
1. Chapitre 1 : Les kimberlites et leurs mégacristaux dans le manteau lithosphérique
cratonique. Problématiques associées 1
1.1. Introduction 1
1.2. Problématique associée aux kimberlites 2
1.2.1. Description pétrographique et classification des kimberlites 3 1.2.2. Composition du magma kimberlitique primaire 4 1.2.3. Source et genèse des magmas kimberlitiques 6 1.2.4. Relation avec d’autres types de magmas ultramafiques alcalins 7 1.2.5. Propriétés physiques et modèle magmatique de mise en place du magma
kimberlitique 8
1.2.6. Répartition géographique et temporelle des kimberlites 11 1.2.7. Modèles tectoniques de mise en place des kimberlites 14
1.2.8. Intérêt des kimberlites 15
1.2.8.1. Diamants 16
1.2.8.2. Xénolites 19
1.3. Problématique associée à la lithosphère cratonique 21
1.3.1. Généralités et particularités 21
1.3.2. Composition unique du manteau lithosphérique cratonique ? 24 1.3.3. Stratification compositionnelle du manteau lithosphérique cratonique ? 26 1.3.4. Modèles de formation du manteau lithosphérique cratonique 28 1.4. Le métasomatisme dans le manteau lithosphérique 33
1.4.1. Définition du métasomatisme 33
1.4.1.1. Fluide vs. liquide : précisions 34
1.4.2. Métasomatisme de type silicaté 37
1.4.2.1. Métasomatisme riche en Si 37
1.4.2.2. Métasomatisme de BT riche en LITE et LREE 38
1.4.2.3. Métasomatisme de HT riche en Fe-Ti 45
1.4.3. Métasomatisme de type carbonaté (carbonatitique) 49
1.5. Les mégacristaux 53
1.5.1. Introduction - caractéristiques générales 53 1.5.2. Problématique de l’origine des mégacristaux 54
2. Chapitre 2 : Les provinces kimberlitiques et leurs mégacristaux en République Démocratique du Congo. Cadre géologique et objets de l’étude 63
2.1. Introduction 63
2.2. Contexte géologique 64
2.2.1. Structure et évolution du craton du Congo-Kasaï 64 2.2.2. La province kimberlitique de Mbuji-Mayi 67 2.2.2.1. Emplacement tectonique des kimberlites 67
2.2.22. Structure et composition du socle 70
2.2.3. La province kimberlitique du Kundelungu 74
2.2.3.1. Emplacement tectonique des kimberlites 75
2.2.3.2. Structure et composition du socle 77
2.2.4. Estimations de la profondeur de la lithosphère en RDC 77 2.3. Nature des kimberlites de RDC et de leurs enclaves 79
2.3.1. Introduction 79
2.3.2. La province kimberlitique de Mbuji-Mayi 79
2.3.2.1. Les kimberlites 79
2.3.2.2. Les mégacristaux 80
2.3.2.3. Les xénolites et les diamants 81
2.3.3. La province kimberlitique du Kundelungu 82
2.3.3.1. Les kimberlites 82
2.3.3.2. Les mégacristaux 83
2.3.3.3. Les xénolites 83
2.4. Objets et objectifs de l’étude 84
3. Chapitre 3 : Méthodologie 87
3.1. Préparation des échantillons 87
3.2. Microscope électronique à balayage (MEB) 88
3.3. Analyse des éléments majeurs 89
3.3.1. Détermination des concentrations en éléments majeurs par microsonde
électronique 89
3.3.2. Mesure du rapport Fe^^/^Fe par spectroscopie Môssbauer 90
3.3.2.1. La spectroscopie Môssbauer 90
3.3.2.2. Application aux minéraux du grenat et du clinopyroxène 93 3.3.2.3. Préparation des échantillons et résolution / ajustage des spectres
Môssbauer 94
3.4. Analyse des éléments en trace par LA-ICP-MS 96
3.5. Géochimie des isotopes stables de l’oxygène 100
3.5.1. Préparation des échantillons 100
3.5.2. Méthode d’extraction de l’oxygène par fluorination laser 100
3.5.3. Mesure des rapports isotopiques 101
3.6. Géochimie isotopique du Nd et de l’Hf 103
3.6.1. Mégacristaux de grenat et clinopyroxène 103
3.6.1.1. Dissolution des échantillons 103
3.6.1.2. Chromatographie 104
3.6.1.3. Analyses au MC-ICP-MS 106
3.6.2. Mégacristaux de zircon et baddeleyite 107
3.6.2.1. Dissolution des échantillons et chromatographie 107
3.6.2.2. Analyses au MC-ICP-MS 108
4. Chapitre 4 : Etude d’un nodule exceptionnel de clinopyroxénite à kyanite riche en
Cr dans les kimberlites de Mbuji-Mayi 109
4.1. Avant-propos 109
4.2. Nature and origin of an exceptional Cr-rich kyanite-bearing clinopyroxenite xenolith
from Mbuji-Mayi kimberlite (DRC) 110
5. Chapitre 5 : Origine des mégacristaux de grenat et de clinopyroxène des kimberlites
de RDC 123
5.1. Introduction 123
5.2. Description pétrographique 124
5.2.1. Mégacristaux de grenat 124
5.2.2. Mégacristaux de clinopyroxène 126
5.3. Origine mantélique métasomatique pour les mégacristaux de RDC 127
5.3.1. Avant-propos 127
5.3.2. Metasomatic mantle origin for Mbuji-Mayi and Kundelungu garnet and clinopyroxène megacrysts (Démocratie Republic of Congo) 128 5.4. Vers une meilleure caractérisation du métasomatisme 138
5.4.1. Eléments majeurs des mégacristaux 139
5.4.1.1. Mégacristaux de grenat 139
5.4.1.2. Mégacristaux de clinopyroxène 148
5.4.1.3. Discussion 148
5.4.2. Eléments en trace des mégacristaux 156
5.4.2.1. Mégacristaux de grenat 156
5.4.2.2. Mégacristaux de clinopyroxène 165
5.4.2.3. Discussion 170
5.4.2.3.1. Comparaison aux mégacristaux à travers le monde 171
5.4.2.3.2. Partage des éléments en trace 173
5.4.2.3.3. Liquide à l’équilibre avec les mégacristaux de RDC ? 178 5.4.3. Composition des phases en inclusion dans les mégacristaux 184
5.4.3.1. Oxydes 184
5.4.3.1.1. Rutile 184
5.4.3.1.2. Ilménite 185
5.4.3.1.3. Spinelle 188
5.4.3.1.4. Baddeleyite 192
5.4.3.2. Silicates 192
5.4.3.2.1. Olivine 192
5.4.3.2.2. Pyroxènes 192
5.4.3.2.3. Amphibole 195
5.4.3.2.4. Phlogopite 197
5.4.3.2.5. Chlorite 201
5.4.3.3. Verre 205
5.4.3.4. Discussion 208
5.5. Le métasomatisme qui a affecté le manteau supérieur en RDC a-t-il un caractère
oxydant ? 216
5.5.1. Introduction 216
5.5.2. Détermination des rapports Fe^^/XFe par spectroscopie Môssbauer 219
5.5.3. Résultats 221
5.5.4. Comparaison entre les valeurs Fe^^/^Fe des mégacristaux de RDC et les valeurs des minéraux du manteau lithosphérique 224
5.5.4.1. Grenats 224
5.5.4.2. Clinopyroxènes 226
5.5.5. Discussion 229
5.5.5.1. Paramètres qui influencent le rapport Fe^’^/^Fe des minéraux 229 5.5.5.2. Estimation des conditions de pression et de température d’équilibre des
mégacristaux de RDC 230
5.5.5.3. Considérations additionnelles sur les rapports Fe^^/^Fe des mégacristaux
de RDC 236
5.6. Géochimie isotopique de l’oxygène des mégacristaux de grenat, clinopyroxène et zircon des kimberlites de RDC : un outil additionnel pour contraindre leur origine
239
5.6.1. Avant-propos 239
5.6.2. Oxygen isotopic composition of garnet, clinopyroxene and zircon megacrysts from kimberlites in Démocratie Republic of Congo: insights into their
petrogenesis 241
5.7. Une meilleure caractérisation de la source et de l’origine des mégacristaux de grenat, clinopyroxène, zircon et baddeleyite des kimberlites de Mbuji-Mayi : apport de la
géochimie isotopique couplée du Nd et de l’Hf 278
5.7.1. Avant-propos 278
5.7.2. Nd - Hf isotope systematics of megacrysts from the Mbuji-Mayi kimberlites, D.R.Congo: Evidence for a metasomatic origin related to kimberlite interaction
with the cratonic lithospheric mande 280
5.8. Synthèse et conclusions sur l’origine des mégacristaux de grenat et de clinopyroxène
des kimberlites de RDC 304
5.8.1. Etude comparative pour une meilleure caractérisation du métasomatisme à l’origine des mégacristaux de grenat et de clinopyroxène de RDC 305 5.8.2. Arguments en faveur d’une différence d’origine ou du moins de processus de
formation pour les mégacristaux de grenat et de clinopyroxène des kimberlites de
RDC 307
5.8.3. Histoires pétrogénétiques contrastées pour les mégacristaux de grenat d’une part, et les mégacristaux de clinopyroxène (et de zircon et de baddeleyite) d’autre
part 310
5.8.4. Approche de la composition du liquide/fluide métasomatique 312 5.8.5. Les échantillons de grenat particulier échantillonnés par les kimberlites de
RDC 313
6. Chapitre 6 : Les mégacristaux de zircon et de baddeleyite des kimberlites de Mbuji-
Mayi 315
6.1. Introduction 315
6.2. Description pétrographique 316
6.2.1. Mégacristaux de zircon 316
6.2.2. Mégacristaux de baddeleyite 317
6.3. Composition chimique des mégacristaux et de leurs inclusions 318
6.3.1. Eléments majeurs 318
6.3.2. Eléments en trace 324
6.3.3. Discussion comparative 329
6.4. Synthèse des données de géochimie isotopique 339 6.4.1. Composition isotopique de l’oxygène des mégacristaux de zircon 339 6.4.2. Composition isotopique de l’Hf des mégacristaux de zircon et de baddeleyite
340
6.5. Discussion et conclusions 340
7. Chapitre 7 ; Les mégacristaux d’ilménite, de rutile et les intercroissances rutile-
silicates des kimberlites de Mbuji-Mayi 349
7.1. Introduction 349
7.2. Description pétrographique 350
7.2.1. Mégacristaux d’ilménite 350
7.2.2. Mégacristaux de rutile 350
7.2.3. Nodules d’intercroissances rutile-silicates 351 7.3. Composition chimique des mégacristaux et des nodules d’intercroissances 353
7.3.1. Eléments majeurs 353
7.3.1.1. Ilménites 353
7.3.1.2. Rutiles 358
7.3.1.3. Silicates 363
7.3.1.4. Discussion 365
7.3.2. Eléments en traces 366
7.3.2.1. Ilménites 366
7.3.2.2. Rutiles 369
7.3.3. Discussion comparative 371
7.3.3.1. Mégacristaux d’ilménite 371
7.3.3.2. Mégacristaux de rutile du Groupe 1 et intercroissances rutile-silicates 377
7.3.3.2.I. Rutile 377
133.2.2. Ilménite 381
7.3.3.3.Mégacristaux de rutile du Groupe 2 382
7.4. Discussion et conclusions 382
8. Chapitre 8 : Synthèse et conclusions. Modèle pétrogénétique 389 8.1. Nature contrastée des socles traversés par les kimberlites des régions de Mbuji-Mayi
et du Kundelungu 389
8.2. Synthèse des données minéralogiques, géochimiques et isotopiques acquises sur les
mégacristaux de RDC 391
8.3. Origine métasomatique des mégacristaux de RDC 395 8.3.1. Comparaison avec les mégacristaux d’autres occurrences kimberlitiques 395 8.3.2. Comparaison avec les minéraux des lithologies métasomatisées du manteau
lithosphérique cratonique 397
8.4. Relations entre les mégacristaux de RDC 399
8.4.1. Relations entre les différents types de mégacristaux 399 8.4.2. Relations entre les mégacristaux des provinces kimberlitiques de Mbuji-Mayi
et du Kundelungu - Relation au potentiel diamantifère 401
8.5. Composition du liquide/fluide métasomatique 403
8.5.1. Lien avec la kimberlite-hôte 403
8.5.2. Caractérisation du liquide/fluide proto-kimberlitique 404
8.6. Modèle pétrogénétique 405
Bibliographie 411
Planches 443
Annexes 457
Chapitre 1 :
Les kimberlites et leurs mégacristaux dans le manteau lithosphérique cratonique.
Problématiques associées
Chapitre 1 :
Les kimberlites et leurs mégacristaux dans le manteau lithosphérique cratonique.
Problématiques associées
1.1. Introduction
Les kimberlites sont des roches ultramafiques alcalines, riches en éléments volatils, réparties mondialement, et pourtant relativement rares ; elles suscitent un intérêt croissant depuis leur identification à la fin du siècle. Ces roches volcaniques explosives sont issues de profondeurs peut-être non égalées par d’autres magmas terrestres ; elles se mettent en place à des vitesses supérieures à la vitesse du son. Les kimberlites ont la particularité de transporter à la surface de la Terre des diamants extrêmement bien préservés et des xénolites mantéiiques de péridotite à grenat, ce qui permet d’une part d’étudier la composition de régions profondes du manteau sous les cratons et, d’autre part, de déterminer les interactions {i.e. déformation, fusion, métasomatisme) qui peuvent se produire près de la limite entre l’asthénosphère convective profonde et la lithosphère rigide sus-jacente.
La diversité des lithologies mantéiiques et crustales échantillonnées par les kimberlites lors de leur ascension permet d’étayer nos connaissances sur la nature de la lithosphère dans des régions ciblées de la Terre. Par ailleurs, les kimberlites sont aussi associées à une suite de cristaux de grande taille, les mégacristaux, classiquement représentés par des minéraux silicatés ferromagnésiens : le grenat, l’olivine, le clinopyroxène, l’orthopyroxène et la phlogopite, et un oxyde titanifère : l’ilménite. L’origine de ces mégacristaux et la nature du lien génétique éventuel avec la kimberlite-hôte sont sujettes à débats depuis une quarantaine d’années. Avant de rentrer dans le vif du sujet, il est important de brosser l’état des connaissances sur les objets géologiques autour desquels l’histoire des mégacristaux s’articule : les kimberlites et la lithosphérique mantélique cratonique.
1.2. Problématique associée aux kimberlites
Avant que le nom de « kimberlite » ne soit attribué à ces roches d’après la localité-type de Kimberley, en Afrique du Sud, où elles ont été découvertes en 1871, Lewis (1887 ; 1888 ; cités dans Mitchell, 1986) les décrit comme des péridotites porphyriques fortement micacées.
La nature primaire vraie de la kimberlite est particulièrement difficile à établir {e.g. Price et al., 2000 ; Kamenetsky et al., 2007) étant donné le caractère explosif de sa mise en place sous forme de pipes ou dykes et l’abondance de cristaux et roches exotiques constituant la brèche kimberlitique exposée en surface. La définition de la kimberlite a donc évolué, notamment à cause du débat concernant l’origine des mégacristaux qui ont tantôt été considérés comme des phases primaires (Mitchell, 1979), tantôt comme des xénocristaux (Skinner and Clement, 1979 ; Clement et al, 1984). Il est maintenant accepté que le terme « mégacristal » (Dawson, 1980) utilisé pour caractériser ces cristaux de grande taille (généralement supérieure au centimètre) est dénué de connotation génétique, ce qui permet de s’affranchir de ce débat dans la définition de la kimberlite.
Skinner and Clement (1979) sont parmi les premiers à donner une définition extensive de cette roche, qui rend compte de sa nature hybride et complexe (Field et al, 2008):
« Kimberlite is a volatile-rich, potassic ultrabasic igneous rock which occurs as small volcanic pipes, dykes and sills. It has a distinctive inequigranular texture resulting from the presence of macrocrysts set in a fine-grained matrix. This matrix contains as prominent primary phenocrystal and/or groundmass constituents, olivine and several of the following minerais: phlogopite, carbonate (commonly calcite), serpentine, clinopyroxene (commonly diopside), monticellite, apatite, spinels, perovskite and ilmenite. The macrocrysts are anhedral, mantle-derived, ferromagnesian minerais which include olivine, phlogopite, picroilmenite, chromian spinel, magnesian garnet, clinopyroxene (commonly chromian diopside) and orthopyroxene (commonly enstatite). Olivine is extremely abundant relative to the other macrocrysts, ail of which are not necessarily présent. The macrocrysts and relatively early-formed matrix minerais are commonly altered by deuteric processes, mainly serpentinization and carbonatization. Kimberlite commonly contains inclusions of upper mantle-derived ultramafïc rocks. Variable quantities of crustal xenoliths and xenocrysts may also be présent. Kimberlite may contain diamond but only as a very rare constituent. ».
A ce jour, la combinaison d’abondantes études pétrographiques et géochimiques (éléments majeurs, en trace, isotopes radiogéniques) de roches kimberlitiques fraîches, provenant généralement des faciès profonds (hypabyssaux) des structures éruptives, permet une relativement bonne caractérisation de ces roches.
1.2.1. Description pétrographique et classifîcation des kimberlites
D’un point de vue pétrographique. les kimberlites sont des roches inéquigranulaires, de composition minéralogique variée, généralement composées de phénocristaux (ou microphénocristaux) d’olivine largement dominante, de phlogopite et de spinelle riche en Cr, dispersés dans une matrice constituée d’olivine, de phlogopite, de spinelle titanifère, de pérovskite, de sulfures, d’ilménite magnésienne, de magnétite, de monticellite, d’apatite, de calcite, de dolomite, de serpentine et rarement de chlorures (e.g. Mitchell, 1986 ; 2008 ; Kamenetsky e/ al, 2008). La présence de ces phases et leurs abondances relatives ne sont pas constantes et dépendent de la nature du magma kimberlitique et de son degré de différenciation.
Deux types de kimberlite ont rapidement été identifiés en Afrique du Sud ; ils ont initialement été dénommés « type basaltique » et « type micacé », sur base pétrographique par Wagner (1914). Plus tard, ils ont été appelés «Groupe I» et «Groupe II», sur base isotopique (Smith, 1983), ou encore « kimberlite » et « orangéite », sur base minéralogique par Mitchell (1995).
La kimberlite de type basaltique contient typiquement moins de 5 % de phénocristaux de mica, alors que celle de type micacé, ou lamprophyrique, contient de nombreux phénocristaux de mica dans une matrice qui en est également riche. Cette classification, longtemps utilisée, est en fait inappropriée : le terme « basaltique » suggère en effet la présence de plagioclase alors que les kimberlites en sont dépourvues et le second, une relation avec les lamprophyres, ce qui n’est pas démontré (Demaiffe. 1995).
Bien que la présence de kimberlites du Groupe II n’ait été démontrée qu’en Afrique du Sud, la classification isotopique en Groupe I et Groupe II est celle qui, à ce jour encore, est mondialement utilisée. Ce sont les compositions isotopiques initiales du Sr, ( Sr/ Sr)o, et du Nd, (''^^Nd/'''''Nd)o ou eNdo, qui ont initialement permis de différencier les deux groupes de kimberlites (Smith. 1983). Le Groupe I a une signature isotopique un peu moins radiogénique en Sr ((^’Sr/*^Sr)o faibles ; 0,703-0,705) et un peu plus radiogénique en Nd (sNdo proches de 0 à faiblement positifs) que l’actuelle composition de la Terre globale silicatée (« Bulk Silicate Earth », BSE). Elles présentent dès lors des similarités avec les basaltes d’îles océaniques d’affinité alcaline («océan island basalts », OIB) (e.g. Kramers et al, 1981). Une source sublithosphérique légèrement appauvrie en éléments incompatibles a rapidement été proposée pour ces roches. La signature isotopique du Groupe IL plus riche en mica, est plus radiogénique en Sr ((*^Sr/*^Sr)o élevés: 0,707-0,712) et moins radiogénique en Nd (sNdo nettement négatifs : -5 à -12). Leur source, semblable à celle des lamproïtes, résiderait dans le
manteau lithosphérique sous-continental (« subcontinental lithospheric mantle », SCLM) ayant subi un événement d’enrichissement ancien en éléments incompatibles.
La géochimie isotopique du Pb (e.g. Fraser et al. 1985/86; Weis and Demaiffe, 1985 ; Davies et al, 2001) et de l’Hf (e.g. Nowell et al, 1999 ; Tappe et al. 2011) ne donne pas de réponse simple au sujet de la caractérisation de la source des deux groupes de kimberlite. Ce point ne sera pas discuté dans le cadre de cette partie introductive.
1.2.2. Composition du magma kimberlitique primaire
A ce jour, on n’a pas observé de verre kimberlitique non cristallisé (e.g. Mitchell, 1986) et les roches aphanitiques, dont la composition se rapproche le plus du magma primaire, sont relativement rares (Edgar and Charbonneau, 1993 ; Price et al, 2000 ; Mitchell, 2008).
Globalement, le magma kimberlitique a une composition ultramafique. caractérisée par ses faibles concentrations en SiOa (~ 25-35 %) et AI2O3 (~ 1-4 %), sa concentration élevée en MgO (~ 15-35 %) et la valeur élevée de son rapport Mg* (MgO/(MgO+FeO) ~ 85) (e.g.
Demaiffe, 1995 ; Price et al, 2000 ; le Roex et al, 2003 ; Harris et al, 2004 ; Mainkar et al..
2004). Les kimberlites sont riches en alcalins (K2O > Na20) et en éléments en trace compatibles (Ni, Cr, Co, Sc, V,...) et incompatibles (terres rares, Nb, Ta, Zr, Hf, U, Th, Rb, Sr, Ba,...). Les teneurs en éléments volatils (CO2 + H2O + CH4), bien que difficiles à quantifier à cause du dégazage du magma lors de son ascension, sont également particulièrement élevées dans ce magma (~ 10-20 %).
Le caractère ultramafique (forte teneur en MgO) du magma kimberlitique reflète Vabondance des cristaux d’olivine dont Vorigine n’est pas toujours clairement établie. En effet, depuis toujours, les descriptions pétrographiques des kimberlites (e.g. Mitchell, 1986 ; 1995) ont fait la distinction entre 1) des macrocristaux d’olivine de taille moyenne (1-5 mm), arrondis à sub-arrondis et présentant des signes de déformation, généralement considérés comme des xénocristaux et 2) de plus petits cristaux d’olivine, automorphes à subautomorphes, considérés comme des phénocristaux ; l’origine de ces « phénocristaux » est cependant toujours ambiguë. S’il s’agit de xénocristaux (e.g. Kamenetsky et al, 2008 ; Brett et al, 2009 ; Arndt et al, 2010), la concentration en MgO du magma kimberlitique primaire est surestimée.
La teneur en Si02 du magma primaire est également toujours sujette à débats (e.g.
Kamenetsky et al, 2008 ; Mitchell, 2008). En effet, l’orthopyroxène, qui est une phase abondante dans le manteau, est rare dans les kimberlites et il est proposé que le magma kimberlitique dissolve l’orthopyroxène lors de son ascension en surface (e.g. Russell et al.
2012). La résorption de l’orthopyroxène aurait non seulement une implication sur la concentration en Si02 du magma, mais également sur l’abondance des cristaux d’olivine (e.g.
Brett et al, 2009). En effet, dans un magma riche en H2O (C02/(C02+H20) < 0,4), l’orthopyroxène se dissoudrait selon une réaction incongruente donnant l’olivine et un liquide riche en silice (Eggler et ai, 1973, cités dans Mitchell. 2008).
La composition du magma kimberlitique primaire, que certains appellent parfois « proto- kimberlite », est donc difficile à déterminer précisément. Bien que la kimberlite soit généralement définie comme un magma silicaté ultramafique riche en carbonates, il est probable que la composition de la roche exposée en surface soit le résultat de procédés complexes et tardifs (dégazage, serpentinisation, carbonatisation; e.g. Kamenetsky et al, 2007 ; Sparks et al, 2009) et il a été proposé récemment que la « proto-kimberlite » formée en profondeur dans le manteau soit en fait un liquide essentiellement non silicaté, riche en chlorures, alcalins et carbonates (Kamenetsky et al., 2007 ; 2008) dont la composition aurait été modifiée par l’interaction avec des minéraux mantéliques (essentiellement olivine et orthopyroxène) et l’assimilation et/ou la dissolution de ceux-ci lors de son ascension.
Lfne étude comparative récente (Becker and le Roex. 2006) de kimberlites hypabyssales en Afrique du Sud met en évidence les différences de compositions en éléments majeurs et en trace entre les kimberlites des Groupes I et IL Les kimberlites du Groupe I sont typiquement moins magnésiennes (~ 22-28 % MgO), et moins riches en Si02 (~ 21-30 %) et K2O (~ 0,2- 1,7 %) que celles du Groupe II (~ 23-29 % MgO ; ~ 28-36 % Si02 ; et ~ 1.6-4,6 % K2O).
Elles sont en revanche plus riches en CaO (~ 10-17 % V5. ~ 8-13 %) et CO2 (-5-14 % V5. - 1- 7 %) ; ainsi qu’en Ti02 (1-5 % vs. < 1,5 %). Arndt et al. (2010) estiment les teneurs en MgO des liquides kimberlitiques primaires en tenant compte de la surestimation des cristaux d’olivine considérés comme phénocristaux ; ils obtiennent des valeurs légèrement inférieures pour les kimberlites des Groupes I (20,2 %) et II (22,6 %).
Lorsque l’abondance des éléments en trace dans les kimberlites est normalisée par rapport à celle du manteau primitif (Fig. 1.1), les kimberlites du Groupe I présentent des anomalies négatives en K, Rb, Sr, Ti et Hf. Les kimberlites du second groupe présentent également des appauvrissements relatifs en Ti, Sr, Rb et K mais aussi en Nb et Ta et ont par ailleurs un enrichissement relatif en Pb. Les deux groupes de roches présentent un fort fractionnement des terres rares ; elles sont enrichies en terres rares légères (« light rare earth éléments », LREE) par rapport aux terres rares lourdes (« heavy rare earth éléments », HREE).
10000
Rb Th K Ta Ce Pr Nd 2r Eu Gd Dy Y Tm Lu Ba U Nb La Pb Sr Sm Hf Ti Tb Ho Er Yb Fig.1.1. Diagramme multi-élémenuiire « spidergramine » de distribution des éléments incompatibles (par ordre d'incompatibilité décroissant) nonnalisé par rapport aux valeurs du manteau primili f (PM ; McDonough and Sun, 1995 ) pour les kimbcrlitcs des Groupes 1 et II d’Afrique du Sud (le Roex el ai. 2003;
Becker and le Roex. 2006)
1.2.3. Source et genèse des magmas kimberlitiques
L’extrême enrichissement en éléments incompatibles et le fractionnement important entre les éléments lithophiles d’incompatibilité semblable (e.g. Sr-Nd, Eu-Ti, HREE) dans les kimberlites ont rapidement été identifiés comme conciliables avec de faibles taux de fusion partielle de sources mantéliques métasomatiquement enrichies (e.g. Dawson, 1971 ; Bailey, 1980 ; Wyllie, 1980 ; Mitchell, 1986), et les faibles abondances en HREE comme reflétant la présence de grenat résiduel dans la zone de formation de ces magmas (e.g. Ringwood et al., 1992 ; Tainton and McKenzie. 1994 ; le Roex et al., 2003). Ces modèles semi quantitatifs sont donc en faveur de l’origine du magma kimberlitique par fusion partielle, à de faibles taux, de péridotites à grenat métasomatisées.
Wyllie (1980) a montré l’importance du rôle des éléments volatils, CO2 et H2O, dans la genèse de ces magmas. De nombreuses études expérimentales modélisant la fusion partielle à de faibles taux (généralement < 1 %) de systèmes synthétiques simplifiés de péridotite - CO2 (H2O), à des pressions dans la gamme de 3 à 10 GPa, ont montré que des péridotites (lherzolites ou harzburgites) à grenat et carbonates (dolomite ou magnésite) sont de bons candidats pour la région-source des magmas kimberlitiques (e.g. Canil and Scarfe, 1990;
Dalton and Presnall, 1998; Ulmer and Sweeney, 2002). Les expériences de fusion - cristallisation réalisées sur des échantillons naturels de kimberlite aphanitique révèlent cependant l’absence d’olivine et/ou d’orthopyroxène au liquidus de ces magmas, et aucune
expérience n’est parvenue à stabiliser une phase carbonatée dans la gamme des températures du liquidus des kimberlites. Ces dernières se seraient donc sans doute formées à des températures supérieures au solidus des péridotites carbonatées, où les carbonates ont déjà disparu (Ulmer and Sweeney, 2002). D’autres roches-sources, nécessitant parfois des taux de fusion plus élevés (e.g. 10-50 %, Mitchell, 2004), ont alors été proposées : grenatites (Edgar and Charbonneau. 1993), veines riches en carbonates (Mitchell, 2004) ou riches en mica et clinopyroxène (Foley, 1992) dans un substrat de lherzolites et/ou harzburgites (potentiellement riches en carbonates), ou encore un mélange entre des harzburgites introduites dans la zone de transition du manteau lors de la subduction d’une lithosphère océanique et une pyrolite asthénosphérique refertilisée par les liquides relâchés par la fusion de cette même lithosphère (Ringwood e/ ai, 1992 ; Kesson et al., 1994).
Ces modèles quantitatifs, bien que s’accordant sur la nécessité d’une pression minimale de 3 GPa pour la genèse de ces magmas, different et sur la nature du protolite avant fusion, et sur la profondeur de formation du magma kimberlitique. Si les modèles en faveur de l’origine par fusion de péridotites à grenat métasomatisées voient une source dans le manteau lithosphérique cratonique profond (Tainton and McKenzie, 1994; Ulmer and Sweeney. 2002 ; le Roex el ai, 2003; Harris et al, 2004 ; Becker and le Roex, 2006), ou dans les parties supérieures du manteau asthénosphérique (Canil and Scarfe, 1990 ; Price et al, 2000 ; Mitchell, 2004), d’autres suggèrent une origine à des profondeurs encore plus élevées (> 300 km), dans la zone de transition du manteau (410-660 km), voire même à la limite manteau- noyau (D” ; 2700-2900 km) {e.g. Ringwood et al, 1992 ; Edgar and Charbonneau, 1993 ; Kesson et al, 1994 ; Girnis et al., 1995).
1.2.4. Relation avec d'autres types de magmas ultramafiques alcalins
Des relations spatiales et/ou temporelles {e.g. Jelsma et al, 2009) sont communément observées entre le magmatisme kimberlitique et d’autres types de magmas alcalins sous- saturés en silice et riches en éléments Incompatibles, comme les carbonatites, les lamprophyres ultramafiques (aillikites, monchiquites, alnoïtes, melnoïtes,...), les lamproïtes à olivine et les melilitites à olivine. Elles ont rapidement soulevé la question de la possible existence d’un lien génétique entre ces différents types de magmas continentaux {e.g.
Dawson, 1971).
Les études expérimentales menées par Brey (1978) et Canil and Scarfe (1990) ont démontré que, bien que kimberlites et melilitites à olivine puissent toutes deux provenir de la fusion de péridotites à grenat et carbonates, les premières se forment à des plus hautes pressions (> 5 GPa), où la magnésite est une phase stable au solidus des péridotites, alors que les secondes sont générées à des pressions inférieures (~ 3 GPa) où c’est la dolomite qui est
stable. L’étude expérimentale dans le système CMAS (Ca0-Mg0-Al203-Si02) - CO2 de Dalton and Presnall (1998) a montré qu’il existe un continuum de compositions de liquides au solidus d’une lherzolite à grenat carbonatée à 6 GPa : de carbonatitique (à 1380 °C) à kimberlitique (à 1505 °C), en passant par des compositions intermédiaires comparables à celles des lamprophyres ultramafiques riches en carbonates, pour des taux de fusion variant entre 0 et 1 %. Ces auteurs concluent que, si ces procédés s’appliquent sur une large gamme de pressions, on obtiendrait sans doute la large gamme de compositions de magmas alcalins sous-saturés en Si aujourd’hui observés en surface de la Terre. Gudfinnsson and Presnall (2005) poursuivent ainsi les expériences, mais sur des gammes de pressions et températures plus étendues (3-8 GPa et 1340-1800 °C). Ils confirment que, pour des pressions ~> 5 GPa, tant que le CO2 est une phase stable au solidus, les liquides évoluent depuis une composition carbonatitique vers une composition kimberlitique avec l’augmentation de température, et donc du degré de fusion. Ils observent également le changement de composition de liquide kimberlitique à melilitique pour des pressions < 4 GPa et notent que, lorsque le CO2 est absent du solidus des péridotites à ces pressions, les liquides formés tendent à être de composition picritique et basaltique avec la diminution de température.
Malgré ces diverses études expérimentales, les relations génétiques entre carbonatites, kimberlites et lamprophyres ultramafiques alimentent encore toujours les débats à l’heure actuelle {e.g. Francis and Patterson. 2009 ; 2010 ; Mitchell and Tappe, 2010).
1.2.5. Propriétés physiques et modèle magmatique de mise en place du magma kimberlitique
La composition chimique du magma kimberlitique rend compte de son caractère particulièrement peu visqueux et de sa faible densité, ce qui lui permet des vitesses de remontée exceptionnellement rapides depuis sa région-source à des grandes profondeurs dans le manteau (McGetchin and Ulrich, 1973), où la température est estimée à 1300-1400 °C pour une pression minimale de 4-5 GPa {e.g. Tainton and McKenzie, 1994 ; Kavanagh and Sparks, 2009). Les méthodes utilisées pour estimer ces vitesses sont variables :
- vitesse de dissolution des xénocristaux de grenat (Canil and Fedortchouk, 1999), - profils isotopiques de l’Ar dans les phlogopites (Kelley and Wartho, 2000),
calculs basés sur des observations empiriques et principes physiques (> 4 à 20 m/s, Sparks et al, 2006), ou sur la mécanique des fluides (30 à 50 m/s, Wilson and Flead.
2007), ou encore
- profils de diffusion de l’hydrogène dans les xénolites d’olivine (5 à 37 m/s, Peslier et al, 2008).
Toutes ces méthodes s’accordent sur des vitesses incroyablement rapides en comparaison avec d’autres magmas terrestres {e.g. magmas alcalins mafiques : 0,2-0,5 m/s; Peslier and Luhr, 2006). L’apport de magma kimberlitiques est estimé à 10^-10^ mVs pour des éruptions pouvant durer de quelques heures à plusieurs mois (Sparks et al, 2006). En subsurface (< 5 km), les températures des kimberlites dites hypabyssales sont estimées à 1000-1150 °C {e.g.
Mitchell, 2008 ; Kavanagh and Sparks, 2009).
Les propriétés physiques du magma kimberlitique sont responsables de la structure typique « en entonnoir » (« pipes ») de ces intrusions. En surface, les intrusions kimberlitiques se présentent sous forme de pipes ou diatrèmes de 1 à 10 km de large (Mitchell, 1986) qui ne représentent que la partie superficielle (< 2500 m) d’un système magmatique profond dans lequel le magma remonte le long de dykes étroits d’environ 1 m de diamètre (Sparks et al, 2006). Ces dykes, qui parfois affleurent en surface (« kimberlite de fissure »), peuvent également être connectés à des sills en profondeur. La structure typique de ce système magmatique est présentée Fig. 1.2 (Hawthorne, 1975 ; Mitchell, 1986).
Fig. 1.2. Représentai ion d’un système magmatique kimberlitique idéalisé illusirarit les relations .spatiales entre les trois faciès texturaux ( faciès de cratère -- pyraela.stique et épiclastique - près de la surface , faciès de dialrcme dans le pipe même ; faciès hypabyssal en connexion avec les dykes et sills en profondeur).
(Hawthorne, l975etMitchell. 1986)
Cette structure est basée sur les observations réalisées par Dawson (1971) et Hawthome (1975), qui ont été les premiers à reconnaître que le magma kimberlitique est capable de se différencier, et ont identifié des faciès kimberlitiques épiclastique et pyroclastique, et la gradation, en profondeur, à des kimberlites hypabyssales non brèchiques (Mitchell, 1986).
Trois faciès texturaux (du plus superficiel au plus profond), chacun étant associé à un mode d’activité magmatique, sont donc distingués :
le faciès de cratère, constitué de tuffs pyroclastiques ou de dépôts épiclastiques, et plus rarement de laves;
le faciès de diatrème, représenté par des brèches kimberlitiques et/ou des kimberlites tuffiques ;
le faciès hypabyssal, constitué des roches issues directement de la cristallisation, en profondeur, du magma kimberlitique.
Deux grands modèles sont proposés pour expliquer la morphologie et la vitesse supersonique des systèmes magmatiques kimberlitiques (Field ei al, 2008 ; White and Ross, 2011) : un modèle purement magmatique et un modèle phréatomagmatique.
Dans le modèle magmatique, l’ensemble des éléments volatils observés dans les roches kimberlitiques est d’origine juvénile et l’explosivité de l’éruption est attribuée au relâchement soudain de ces gaz (initialement dissous dans le magma) lors de la décompression.
Cependant, alors que certains considèrent que le magma kimberlitique remonte de manière explosive à de grandes vitesses depuis sa zone de formation à de grandes profondeurs (200- 250 km) dans le manteau {e.g. Wilson and Head. 2007), d’autres pensent que la vitesse augmente considérablement lors du relâchement de ces gaz aux profondeurs (sub-)crustales {e.g. McGetchin and Ulrich, 1973 ; Dawson, 1971 ; Sparks et al, 2006 ; 2007). Les premiers considèrent donc que l’ensemble de l’ascension du magma se fait via la rapide propagation d’un dyke à partir de profondeurs anormalement élevées et que l’ensemble du procédé éruptif peut être réalisé en très peu de temps (1 h environ), alors que les seconds imaginent une propagation plus lente d’un diapir ascendant jusqu’à une moins grande profondeur, où se forme le dyke, et considèrent que la mise en place des kimberlites est un procédé complexe en plusieurs étapes, de l’ordre de quelques jours à plusieurs mois. Le modèle phréatomagmatique {e.g. Lorenz and Kurszlaukis, 2007 ; Kurszlaukis and Lorenz, 2008) fait le rapprochement entre les maars-diatrèmes observés pour le volcanisme phréatomagmatique plus récent {e.g.
Massif Central, Eifel) et les structures kimberlitiques, considérant donc que ces dernières sont produites en conséquence de la réaction du magma (pouvant contenir des espèces volatiles dissoutes) avec l’eau superficielle (nappe phréatique, lac, glacier etc.), menant à la répétition
d’éruptions thermo-hydrauliques explosives. Ces auteurs considèrent que, même si les teneurs en éléments volatils dissous sont élevées dans le magma, elles ne sont pas suffisantes pour créer les structures observées ; l’explosivité est donc une conséquence directe de l’interaction avec l’eau de surface.
Ces deux modèles sont toujours discutés car les preuves physiques qui permettraient éventuellement d’en favoriser l’un plutôt que l’autre sont manquantes, ce qui est vraisemblablement une conséquence directe de l’érosion et de l’altération subies depuis la mise en place des kimberlites il y a minimum 30 Ma {e.g. McClintock et al, 2009 ; White and Ross, 2011).
1.2.6. Répartition géographique et temporelle des kimberlites
Les kimberlites sont connues sur chaque continent, dans les régions où le socle est stabilisé depuis longtemps et donc particulièrement épais, c'est-à-dire dans les cratons d’âge archéen (> 2,5 Ga) à paléoprotérozoïque (> 1,6 Ga). Les kimberlites sont regroupées en provinces magmatiques qui s’étendent sur quelques km^ et contiennent une à plusieurs dizaine(s) d’intrusions qui enregistrent le plus souvent un âge unique de mise en place. 11 y a 17 ans, un article de synthèse de Janse and Sheahan (1995) répertoriait 5000 occurrences kimberlitiques connues, dont 500 étaient diamantifères et 50 avaient été exploitées pour les diamants. Ces chiffres se sont évidemment considérablement accrus depuis étant donné les développements incessants de l’exploration par de grands groupes miniers actifs à travers le monde (e.g. De Beers).
La Fig.1.3 (Jelsma et al, 2009) illustre la distribution géographique à travers le monde des roches kimberlitiques et des autres types de roches ultramafiques alcalines associées (lamproïtes, melnoïtes et carbonatites). Les occurrences de kimberlite et lamproïte à olivine sont restreintes aux cratons archéens et aux ceintures orogéniques paléoprotérozoïques qui les bordent, alors que les carbonatites et lamprophyres ultramafiques (e.g. aillikites, melnoïtes) semblent associées aux zones de rifts continentaux (Mitchell, 1991 ; Mitchell and Tappe, 2010). Notons également que les kimberlites du Groupe II n’ont été identifiées qu’en Afrique du Sud et se sont mises en place entre 114 et 200 Ma. Leur similarité compositionnelle et minéralogique avec les lamproïtes, absentes d’Afrique du Sud mais présentes sur d’autres continents, suggère que ces kimberlites sont l’expression du magmatisme alcalin ultrapotassique local (Mitchell, 1991).
Fig. 1.3. Distribution mondiale des kimberlites (# ) et roches alcalines associées [lamproïtes (O), melnoïtes (x), et carbonatites (+)]. Les zones en gris clair représentent les régions cratoniques Archéennes et Paléoprotérozoïques.
( Jelsma et aï., 2009)
Fig. 1.4. Distribution des kimberlites dans la partie sud du continent africain ; les âges des intrusions et les données structurales (linéaments majeurs, ceintures orogéniques) sont également illustrés sur un modèle d’élévation tof>ographique. (Jelsma et al., 2008; 2009).
Les âges des kimberlites sont répertoriés depuis le Paléoprotérozoïque {e.g. 2,2 Ga, Australie ; ~ 1,7 Ga, Afrique du Sud et Venezuela) jusqu’au Tertiaire (e.g. Heaman et al., 2003). Bien entendu, plus les occurrences sont récentes, plus les kimberlites apparaissent abondantes dans la littérature vu la plus grande chance de préservation. Au Mésoprotérozoïque, elles sont connues en Afrique du Sud, au Brésil, en Australie, en Sibérie, en Inde, au Groenland et au Canada (Haggerty, 1999 ; Heaman et al., 2003). La plupart des kimberlites connues à travers le monde se sont mises en place au milieu du Crétacé (~ 80-120 Ma) (e.g. Haggerty, 1999 ; Jelsma et al., 2004). Heaman et al. (2003) distinguent deux types de périodicité dans la mise en place des provinces kimberlitiques: 1) d’abondantes périodes de courte durée (< 20 Ma) définissant des provinces relativement locales, comme par exemple sur le continent est-européen (50-60, 95-105, 150-170, 220-240, 350-370, 400-410, 590-605 Ma) ou nord-américain (48-56, 70-78, 86-88, 94-103, 140-160, 170-180 Ma) et 2) des périodes relativement longues (30-50 Ma ou plus) dans lesquelles le magmatisme se répand sur une plus grande étendue spatiale, comme par exemple en Afrique du Sud (85-120 Ma kimberlites du Groupe I et 114-200 Ma kimberlites du Groupe II). D’autre part, si pour certaines périodes le magmatisme kimberlitique est répertorié sur l’ensemble des continents, il existe des périodes qui, à l’échelle mondiale, en sont dépourvues : c’est le cas entre 250 et 360 Ma (Heaman et al, 2003).
En parallèle, de nombreuses études structurales se concentrent sur la répartition spatiale du magmatisme kimberlitique à différentes échelles : distribution et orientation des différents pipes ou dykes kimberlitiques au sein d’une province, des différentes provinces entre elles au sein d’un même craton ou encore des différents groupements de provinces de même âge entre différents cratons (Marsh, 1973 ; Helmstaedt and Gurney 1995 ; White et al, 1995 ; Vearncombe and Vearncombe, 2002 : Heaman et al, 2003 ; Stubley, 2004 ; Jelsma et al, 2004 ; Snyder and Lockhart, 2005 ; Jelsma et al, 2009).
A une échelle très locale (de l’ordre de la dizaine de km), l’orientation et la forme des intrusions au sein d’une province mettent en évidence une ou plusieurs directions qui se reflètent également dans la distribution des provinces au sein du craton, impliquant un contrôle tectonique local et régional dans la mise en place des kimberlites. A Véchelle locale, les occurrences kimberlitiques reflètent les structures crustales majeures ; elles se mettent en place à l’intersection des failles et fractures de la croûte supérieure. A Véchelle régionale, les kimberlites se distribuent dans les zones linéaires majeures du socle, représentées par des zones de couloirs de failles ou de fractures. Ces corridors tectoniques sont d’ailleurs souvent identifiés comme les extensions continentales des zones de fractures océaniques transformantes, impliquant que des fractures profondes, failles ou zones de cisaillement dans
la croûte continentale, traversent la lithosphère jusqu’à de grandes profondeurs (e.g. Marsh, 1973 ; Helmstaedt and Gurney 1995 ; White et al, 1995 ; Vearncombe and Vearncombe, 2002). Ces corrélations sont surtout établies entre les intrusions du Mésozoïque et plus jeunes, et les failles transformantes océaniques actuelles. La relation serait en effet plus difficile à établir entre la géométrie des transformantes des océans disparus et les structures des provinces alcalines plus âgées {e.g. White et al, 1995). A l’échelle régionale, plusieurs directions sont dessinées par différents corridors tectoniques et ces directions sont souvent répétées par des structures parallèles dans le craton, que ce soit par l’orientation des marges du continent, des ceintures orogéniques, des rifts, ou la distribution du magmatisme. La Fig.
1.4 (Jelsma et al, 2008 ; 2009) nous donne l’exemple de la distribution des kimberlites en Afrique du Sud : les différentes périodes de magmatisme sont mises en évidence, en parallèle avec les linéaments majeurs de la lithosphère et la localisation des grandes ceintures orogéniques dans cette région.
Il semble donc que ces magmas suivent des chemins de faible résistance lors de leur ascension et exploitent des anisotropies pré-existantes correctement orientées {e.g. White et al, 1995) ; même s’il a aussi été localement mis en évidence que les kimberlites ne se mettent pas préférentiellement en place dans les zones affaiblies, mais plutôt dans des corridors parallèles, situés entre ces dernières, où la croûte est encore compétente (Vearncombe and Vearncombe, 2002).
1.2.7. Modèles tectoniques de mise en place des kimberlites
La mise en évidence du regroupement du magmatisme kimberlitique dans le temps et dans l’espace, et à différentes échelles, a mené à différentes interprétations relatives aux mécanismes responsables de la fusion mantélique lui donnant naissance en profondeur.
Le modèle de plume tectonique {i.e. panache) {e.g. Morgan, 1983 ; le Roex, 1986 ; Mitchell, 1991 ; Haggerty, 1994; 1999 ; Davies et a/., 2001 ; Heaman et o/., 2003 ; Torsvik et al, 2010) considère qu’une remontée (« upwelling ») mantélique convective hypothétique fournit, à un moment donné, la source de chaleur nécessaire à la fusion du manteau qui génère les kimberlites. Ces corps convectifs ascendants, initiés par des instabilités thermiques à la limite noyau-manteau, sont considérés comme stationnaires. La répartition linéaire du magmatisme kimberlitique retrace donc le mouvement absolu des plaques lithosphériques au- dessus.
L’hypothèse de subduction lithosphérique {e.g. Ringwood et al, 1992 ; Kesson et al, 1994 ; McCandless. 1999 ; Gaffney et al, 2007 ; Kamenetsky et al, 2008) se base sur le relâchement (décarbonatation/déshydratation) des fluides emprisonnés dans la lithosphère
océanique lorsqu’elle atteint des profondeurs suffisantes et entraîne alors la fusion partielle du manteau sus-jacent. La distribution spatio-temporelle des kimberlites reflète alors les variations de vitesse de convergence des lithosphères océanique et continentale, et les âges des intrusions seront progressivement plus jeunes en direction de la fosse océanique.
Le dernier modèle établit un lien direct entre le magmatisme kimberlitique et la tectonique des plaques, c'est-à-dire entre les périodes d’assemblage, de stabilité et de rupture des supercontinents (Rodinia et Gondwana/Pangée) et la fusion mantélique favorisée par le relâchement des contraintes lors de la fragmentation de ces supercontinents et l’ouverture des océans associés (Anderson, 1994 ; White et al, 1995 ; Jelsma et al, 2004 ; 2009 ; O’Neill et al, 2005 ; Snyder and Lockhart, 2005 ; Moore et al, 2008 ; Secher et al, 2009). Les variations de direction et de vitesse des plaques lithosphériques lors des grands épisodes tectoniques (rifting ou convergence) se reflètent alors dans la distribution du magmatisme. Ce dernier est ainsi induit par les perturbations thermiques associées à cette tectonique qui implique la formation ou la réactivation de failles lithosphériques et la localisation des contraintes majeures. La progression en âge des kimberlites au sein d’un même corridor tectonique est due au relâchement progressif du stress lié à la fracturation de la lithosphère supérieure.
Il a par exemple été mis en évidence :
- que l’activité kimberlitique mésoprotérozoïque (~ 1,1 Ga) correspond à la période durant laquelle le supercontinent Rodinia était assemblé (1200-750 Ma) (Haggerty,
1999)
que l’abondant magmatisme crétacé enregistré à travers de nombreux continents (Afrique, Amérique du Nord, Brésil, Sibérie) coïncide avec l’ouverture des océans liés à la séparation (« breakup ») de la Rangée, initiée à 100 Ma (Haggerty, 1999 ; Jelsma et al, 2009). La période de plus de 110 Ma durant laquelle le magmatisme kimberlitique semble absent, à l’échelle mondiale, reflète alors la stabilité relative de la lithosphère lorsque le supercontinent Gondwana était stable (Heaman et al, 2003).
1.2.8. Intérêt des kimberlites
L’étude des kimberlites est intrinsèquement intéressante que ce soit par la nature particulière du magma, leur répartition, ou les mécanismes tectoniques impliqués lors de la fusion d’une source dont la composition précise est toujours discutée. Outre cet intérêt pétrologique, les kimberlites sont également remarquables pour l’abondance et la diversité des xénocristaux et des xénolites échantillonnés à différentes profondeurs par le magma lors de sa remontée rapide. Parmi ces xénocristaux se trouvent bien entendu les mégacristaux qui font
l’objet de cette thèse, mais également les diamants dont l’intérêt économique n’est pas à démontrer.
I.2.8.I. Diamants
Les diamants sont des minéraux extrêmement rares car leur formation nécessite des conditions de pressions élevées (> 5 GPa) (Kennedy and Kennedy, 1976). Ils se forment donc essentiellement dans les régions cratoniques où la lithosphère est suffisamment épaisse (Fig.
1.5
; Stachel and Harris, 2008). Par ailleurs, ils ne seront retrouvés en surface de la Terre que si des procédés particuliers les y emmènent. Les magmas de type kimberlite ou lamproïte ont à ce titre toute leur importance car, grâce à leur grande profondeur d’origine et à leur vitesse d’ascension particulièrement élevée, ils rendent possible l’échantillonnage du diamant et sa préservation lors de la remontée en surface, ne laissant pas le temps pour la transformation en graphite (polymorphe de basse pression), ou la combustion en C gazeux (Haggerty, 1999). Notons tout de même que dans des circonstances exceptionnelles, les diamants peuvent atteindre la surface par des processus tectoniques de collision tardive, lors de l’exhumation des massifs péridotitiques {e.g. Haggerty, 1999; Su et al, 2011). Ces occurrences ne sont cependant jamais économiques.Fig. 1.5. Bloc diagramme représentant une section verticale schématique au travers de la croûte et de la partie supérieure du manteau terrestre (Stachel and Harris, 2008) qui illustre bien que le diamant ne peut être stable dans la lithosphère que lorsque celle-ci est suffisamment épaisse (>200 km, sous les cratons). Sous les anciens cratons, le gradient géothermique est plus froid, permettant à la transition graphite/diamant de se faire à de plus basses pressions. Ce schéma illustre en outre les domaines de stabilité relatifs du spinellc et du grenat et les petits volumes de liquides générés dans 1 ’asthénosphère convective (points rouges).
Les intérêts de l’étude du diamant sont nombreux (répartition et abondance du C dans le manteau, nature primaire ou biogénique du C et donc procédés de recyclage crustal, conditions d’oxydoréduction du manteau...) mais ce sont également de puissants outils pour l’étude de la composition du manteau à de grandes profondeurs. Les diamants sont en effet parfois pourvus d’inclusions minérales (1 % sur plus d’un million d’échantillons examinés), généralement considérées comme syngénétiques, surtout à cause de leur forme typiquement cubo-octaédrique imposée par le diamant hôte, quel que soit le système cristallin propre au minéral inclus (Stachel and Harris, 2008). Ces inclusions sont principalement regroupées en deux grands types, le type péridotitique (P-type) et le type éclogitique (E-type), qui correspondent respectivement aux types de roches dans lesquelles les diamants sont trouvés en tant que phase accessoire : les péridotites diamantifères et les éclogites diamantifères {e.g.
Stachel et al, 1998b). Les inclusions de type E (grenat riche en Ca-Fe, clinopyroxène riche en Ca-Na, coesite, rutile, kyanite, sulfure) sont moins abondantes que celles de type P (Mg- olivine, pyroxènes riches en Mg, grenat riche en Cr et Mg, Cr-spinelle, sulfure), ce qui suggère que le composant péridotitique du manteau est prédominant sur le composant éclogitique {e.g. Helmstaedt and Gurney, 1995). Au sein des inclusions de type P, les inclusions harzburgitiques sont nettement plus abondantes que les inclusions lherzolitiques, relativement rares {e.g. Shirey et ai, 2004). Ces dernières sont subdivisées en fonction des teneurs en Ca et Cr des grenats : les grenats harzburgitiques étant typiquement appauvris en Ca et généralement riches en Cr par rapport aux grenats lherzolitiques (Fig. 1.6 ; Stachel and Harris, 2008). Le diagramme du % CaO vs. % Cr203 dans les grenats est utilisé depuis de nombreuses années pour faire la distinction entre les paragenèses lherzolitique (grenat saturé en Ca, à l’équilibre avec le clinopyroxène) et harzburgitique (grenat subcalcique) (Sobolev et ai. 1973 ; Gurney, 1984 ; Grütter et al.. 2004). La limite entre ces domaines, représentée par une ligne, serait en fait mieux représentée par un intervalle de concentrations (~ 1 % de large) étant donné qu’elle dépend notamment des conditions de pression et de température (Griffm et ai, 1999a ; b). Les sulfures riches en Fe (types P ou E lorsque la teneur en Ni est > 22 % ou
< 12 %, respectivement) sont les inclusions les plus abondantes des diamants, ce qui suggère que le S pourrait avoir un rôle important lors de leur formation (Haggerty, 1999 ; Stachel and Harris, 2008). Les diamants présentent également des inclusions du manteau plus profond (>
300 km) ; on a en effet identifié du grenat riche en Si, de type majorité {e.g. Moore and Gurney, 1985), représentant une solution solide de pyroxène dans le grenat, stable seulement dans les conditions de la lithosphère inférieure et dans la zone de transition du manteau (410- 660 km), ainsi que la Ca-Si-pérovskite (CaSiOa) du manteau inférieur (Stachel et al.. 2004), ou encore des inclusions témoignant de conditions fortement réductrices, peut-être dans le noyau métallique (SiC, Fe et FeC) (Haggerty, 1994).
0 ... » J... « »
0 5 10 15 20
CaO {%)
Fig.i.6. Diagramme discriminant de Grütler et al. (2004) permettant la classification des grenats. Les grenats en inclusion dans les diamants peuvent ainsi être associés à la paragenèse harzburgitique ou lherzolitique en fonction de leur concentration en Cr,0, vs.CaO(%).
(D’après Stachel and Harris, 2008)
Depuis de nombreuses années, les chercheurs ont exploité les méthodes de datation de ces inclusions {e.g. Sm-Nd sur grenat; Re-Os sur sulfures essentiellement) afin d’identifier les grands épisodes de formation des diamants et surtout - considérant le lien syngénétique entre les diamants-hôtes et leurs inclusions — les grandes époques de formation de la lithosphère mantélique, et donc son histoire. Ces âges sont principalement distribués depuis l’Archéen au Protérozoïque (~ 3,3 - 1,5 Ga) et les inclusions de type E sont généralement plus jeunes (< 2,9 Ga) que celles de type P, ce qui confirme les relations supposées entre les éclogites et les péridotites du manteau (e.g. Haggerty, 1999 ; Shirey et al., 2004 ; Shirey and Richardson, 2011) ; les premières étant le plus souvent interprétées comme le produit du métamorphisme d’une lithosphère océanique lors de la subduction dans le manteau lithosphérique continental à dominance péridotitique.
Cette partie introductive sur les diamants et les inclusions ne vise pas à discuter de l’origine des lithologies péridotitiques et éclogitiques dans le manteau mais à démontrer l’intérêt de l’étude des inclusions des diamants, car elles sont variées, souvent abondantes et surtout préservées des interactions avec l’environnement extérieur une fois emprisonnées dans le diamant-hôte. C’est à ce titre qu’elles seront également souvent utilisées comme base de comparaison pour l’étude des minéraux du manteau et donc aussi des mégacristaux.
