Détermination de l’état d’oxydation des inclusions magmatiques et verres silicatés à partir de la spéciation du Fer

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Les approches utilisées au cours de cette étude

Nous avons pu constater dans la Section I.2 que certains processus secondaires comme la cristallisation fractionnée ou le dégazage des éléments volatils peuvent modifier la fO2 des liquides silicatés durant leur remontée vers la surface. Les inclusions magmatiques piégées précocement après la fusion du manteau sont moins affectées par ces processus secondaires que les laves et sont donc plus représentatives de magmas quasi-primaires. Notre étude propose donc d’utiliser les inclusions magmatiques piégées dans des olivines riches en MgO (i.e. dont la teneur en forstérite est > 80 %) afin de nous affranchir au mieux de ces processus secondaires. La sélection, la préparation, les techniques analytiques utilisées afin de caractériser les compositions en éléments majeurs, volatils et en traces ainsi que les méthodes de correction des modifications post-piégeage des inclusions sont décrites dans le Chapitre 2.
Par ailleurs, nous avons pu constater dans la Section I.3 qu’il existe un désaccord sur l’état d’oxydation du manteau supérieur en fonction des proxys de la mesure de la fO2 utilisés (e.g. Fe3+/ΣFe, V/Sc, V/Yb). Notre étude propose donc d’étudier différents proxys de la mesure de la fO2 comme le rapport Fe3+/ΣFe (Chapitres 3 et 4) et le comportement des éléments en traces (Chapitre 4) sur une même série d’échantillons provenant de différents contextes géodynamiques afin de mieux contraindre l’état d’oxydation des magmas primaires et par conséquent celui de leur manteau source.
Les fO2 des inclusions magmatiques et des magmas primaires sont d’abord déterminées à partir de leurs rapports Fe3+/ΣFe en utilisant l’équation de Kress et Carmichael (1991; Section I.1.2) :
ln(???2?3??????????)=?ln??2+??+?+Σ?????+?[1−?0?−ln(??0)]+???+?(?−?0)??+ℎ?2? (10.

Les inclusions magmatiques

Les inclusions magmatiques sont de petites gouttelettes de liquide silicaté, de taille généralement inférieure à 300 μm, piégées dans les minéraux au cours de leur croissance (Figure II.1-1).
Figure II.1-1 : Photographies d’inclusions magmatiques vitreuses (a) avec bulle et (b) sans bulle de rétraction thermique. Les deux inclusions magmatiques ont été piégées dans des olivines fortement magnésiennes (Fo > 80 %) de l’échantillon provenant du Mont Meager (Aw-15-185 ; ceinture volcanique Garibaldi). Elles ne présentent aucune cristallisation de minéraux fils ou de dévitrification (Section II.1.2.2). Ces inclusions montrent une texture en « peau de raisin » qui pourrait résulter de la cristallisation centripète du minéral hôte aux parois des inclusions (Section II.1.2.2).
S’il existe un lien co-génétique entre la formation des inclusions et des cristaux hôtes, celles-ci sont dites primaires. Elles sont alors distribuées de manière aléatoire dans les cristaux ou soulignent leurs plans de croissance. Celles-ci peuvent également présenter la forme de la structure cristallographique du cristal hôte. Cette forme, dite de « cristal négatif », résulte de processus de maturation de l’inclusion, lui permettant ainsi de minimiser son énergie de surface. En revanche, si ces inclusions s’alignent le long de cicatrices de fractures ou de plans de déformation, celles-ci sont secondaires et se sont formées après la cristallisation du minéral hôte (e.g. Frezzotti, 2001; Schiano, 2003). Dans le cadre de cette thèse, seules les inclusions magmatiques primaires piégées dans les olivines sont utilisées.

Les inclusions magmatiques primaires

Les inclusions magmatiques primaires sont piégées tout au long de l’évolution du magma et peuvent nous donner accès à des compositions non représentées par les compositions des laves émises en surface en raison des processus de différenciation, mélange, assimilation que peuvent subir les magmas lors de leur transport vers la surface. Par conséquent, les inclusions magmatiques primaires peuvent être des outils intéressants afin de déterminer les compositions et l’état d’oxydation des liquides magmatiques formés rapidement après la fusion du manteau.
Faure et Schiano, (2005) ont étudié les mécanismes de formation des inclusions magmatiques primaires en réalisant des expériences de cristallisation de forstérite à 1 atm à partir d’un liquide de composition simplifié (CMAS ; Figure II.1-2).
Figure II.1-2 : Schémas et photographies décrivant la formation des inclusions magmatiques en fonction du mécanisme de croissance des minéraux (résultats d’expériences de Faure et Schiano (2005)). Sont représentées des inclusions piégées dans (a) des olivines squelettiques, (b) des olivines dendritiques et (c) des olivines automorphes. Il est important de souligner que, contrairement aux autres morphologies, les inclusions magmatiques piégées dans les olivines automorphes (c) sont distribuées de manière aléatoire. Figure modifiée de Faure et Schiano (2005).
Lors d’un refroidissement rapide, les olivines vont cristalliser sous forme squelettique ou dendritique, ce qui génère la formation de cavités. En se fermant, ces cavités piègent du liquide magmatique et forment des inclusions (Figure II.1-2a-b). Lors de cette cristallisation, la vitesse d’inter-diffusion des éléments entre le cristal et l’interface minéral-liquide est plus rapide que la diffusion des éléments dans le liquide silicaté. Le cristal est alors en équilibre avec le liquide magmatique se trouvant à proximité de l’interface minéral-liquide et qui sera piégé dans les cavités. Toutefois ce liquide ne sera pas représentatif du magma parent (Figure II.1-3 : Faure et Schiano, 2005).
Lors d’un refroidissement lent, les olivines vont cristalliser sous forme automorphe (Figure II.1-2c). Le mécanisme de formation des inclusions lors de ce refroidissement n’est pas encore bien compris. D’après leur étude, Faure et Schiano (2005) émettent l’hypothèse que ces inclusions se forment par un processus de croissance en spirale contrôlé par les dislocations vis se formant à l’interface minéral-liquide. Lors d’un refroidissement lent, la vitesse de diffusion des éléments dans le liquide magmatique est plus rapide que l’inter-diffusion des éléments entre le cristal et l’interface minéral-liquide. Par conséquent, le liquide magmatique à proximité de cette interface conserve sa composition et l’inclusion formée est représentative du magma parent (Figure II.1-3).
La formation des inclusions magmatiques est donc gouvernée par les mécanismes de croissance de leurs cristaux hôtes et leurs compositions sont dépendantes de la vitesse de refroidissement du liquide magmatique à partir duquel leurs hôtes cristallisent. Une inclusion magmatique n’est représentative du liquide piégé que lorsque celle-ci s’est formée lors d’un refroidissement lent (Figure II.1-3).

Modifications post-piégeage d’une inclusion magmatique

Une fois piégées, les inclusions magmatiques sont isolées de l’environnement externe. Cependant, celles-ci peuvent subir un ensemble de changements tels que la formation d’une bulle, la cristallisation de minéraux ou la diffusion d’éléments chimiques. Ces processus pouvant modifier leurs compositions chimiques, il est important de connaître ces effets afin d’identifier les inclusions dont les compositions sont les plus proches de celles initialement piégées.

Evolution de la pression interne d’une inclusion

Le premier processus pouvant affecter les inclusions magmatiques est l’évolution de sa pression interne. Lorsqu’une inclusion magmatique est piégée dans le cristal hôte, sa pression interne (Pint) correspond à la pression initiale P0 régnant lors de la croissance du cristal hôte. Lors de la remontée du cristal vers la surface, la pression et la température du système changent.
Les coefficients d’expansivité et de compressibilité de l’inclusion étant différents de ceux de son cristal hôte, la pression interne de l’inclusion (Pint) devient différente de P0 et de la pression s’exerçant à la surface du cristal hôte. Il est communément admis qu’après son piégeage, une inclusion est un système quasi-isochore (i.e. son volume ne varie pas : dV = 0) dont le rapport dP/dT correspond à celui entre le coefficient d’expansion thermique et de compressibilité du liquide (Lowenstern, 1994). Si le cristal ne subit pas de déformation visqueuse ni de fracturation, alors il contient partiellement la différence de pression entre l’inclusion et l’environnement externe. Cependant, la température est le principal paramètre contrôlant la pression interne de l’inclusion. Toutefois, la déformation élastique du cristal hôte a un effet non négligeable sur l’évolution de la pression interne de l’inclusion (Schiano et Bourdon, 1999; Tait, 1992; Zhang, 1998). La pression interne d’une inclusion sphérique (Pint), située au centre d’un cristal sphérique ayant une déformation élastique linéaire, est définie au cours de la décompression par l’équation (Schiano et Bourdon, 1999; Zhang, 1998) : Pint=(P0(1Kh−1Ki)−????(1Kh+34Gh)+?ℎ−??)(1Kh(xx−1)−1Ki−34Gh(1−x)) (20)
avec P0 : la pression initiale lors de la formation de l’inclusion magmatique, Pext : la pression externe de confinement, Ki et Kh : les modules d’élasticité volumiques de l’inclusion et du cristal, respectivement, x : le rapport du rayon de l’inclusion sur celui du cristal hôte et Gh : le module de cisaillement du cristal hôte. γ est une fonction de la variation de la température et est donné par la relation : γ=∫αdTTT0 (21)
où α correspond au coefficient d’expansion thermique et T0 à la température initiale lors du piégeage de l’inclusion. Lors de la formation de l’inclusion, la pression de confinement (Pext) et la pression interne de l’inclusion (Pint) sont à l’équilibre. Aucune contrainte n’est alors appliquée à la surface du cristal hôte. Lorsque le cristal remonte vers la surface, le liquide magmatique piégé a tendance à se dilater plus vite que son cristal hôte (Figure II.1-4) car le module d’élasticité du liquide est plus faible que les constantes d’élasticité du cristal. Cette différence de vitesse de dilatation entraîne alors une surpression de l’inclusion. La surpression est d’autant plus importante lorsque les éléments volatils initialement dissous dans le liquide s’exsolvent lors de la décompression. Lorsque la contrainte de dilatation liée à la décompression du liquide silicaté atteint une valeur critique, l’inclusion subit une décrépitation (Tait, 1992). Par ailleurs, la plus grande partie de la décompression d’une inclusion se produit lors du refroidissement final (Figure II.1-4). Cette observation s’explique par le fait que le coefficient d’expansion thermique est plus faible pour le cristal hôte que pour le liquide piégé.

Modifications post-piégeage en système clos

Tout d’abord, nous allons considérer qu’une fois piégées, les inclusions magmatiques se comportent en système clos sans échange avec le cristal hôte ou l’environnement extérieur. Lors du refroidissement, le liquide magmatique piégé subit une décompression plus importante que son cristal hôte de par leur différence de coefficient d’expansion thermique. Lors de cette décompression, le liquide magmatique peut devenir saturé en éléments volatils. Lorsque le liquide atteint sa limite de saturation, les volatils initialement dissous s’exsolvent et forment une bulle dite de rétraction thermique (Figures II.1-1a, II.1-5 et II.1-6). Bien que cette bulle soit généralement constituée d’une phase vapeur, celle-ci peut se composer d’un fluide dense (liquide + vapeur) à haute pression. Lors du refroidissement, la pression de confinement autour de la bulle diminue. Afin de compenser cette décompression, la taille de la bulle augmente jusqu’au passage de la transition vitreuse du liquide piégé (Schiano, 2003).

Evolution des inclusions magmatiques en système ouvert

Comme nous l’avons mentionné dans la section précédente, les inclusions magmatiques peuvent se rééquilibrer avec le cristal hôte ou le liquide externe par diffusion chimique (e.g. Bucholz et al., 2013; Chen et al., 2011; Cottrell et al., 2002; Danyushevsky et al., 2000; Gaetani et Watson, 2000, 2002; Portnyagin et al., 2008; Qin et al., 1992). D’après les travaux de Qin et al. (1992), le degré de diffusion observé pour un cristal sphérique contenant une inclusion en son centre dépend de la taille de l’inclusion et de son hôte, du coefficient de diffusion des éléments à travers le cristal hôte et du coefficient de partage des éléments entre le cristal hôte et le liquide silicaté. Ainsi, les compositions en éléments incompatibles des inclusions magmatiques sont mieux préservées que celles en éléments compatibles et modérément compatibles. Le degré de rééquilibration des éléments dépend donc également de la nature du minéral hôte.

La rééquilibration Fe-Mg

Les inclusions étudiées au cours de cette thèse étant piégées dans des olivines, nous nous sommes tout d’abord intéressés à la rééquilibration Fe-Mg. Plusieurs études ont été menées afin de contraindre ce processus et deux modèles de rééquilibration Fe-Mg ont été présentés : l’un proposant un échange Fe-Mg entre l’inclusion et le cristal hôte (Danyushevsky et al., 2000) et l’autre entre l’inclusion et le liquide externe (Gaetani et Watson, 2000, 2002).
Le modèle de Danyushevsky et al. (2000)
D’après Danyushevsky et al. (2000), lors d’un refroidissement rapide l’olivine peut cristalliser par surcroissance sur les parois de l’inclusion (Section II.1.2.2). La bordure d’olivine formée est zonée, montrant un enrichissement en FeO* et un appauvrissement en MgO vers le centre de l’inclusion. De plus, la cristallisation de l’olivine appauvrit progressivement la teneur en MgO du liquide piégé (Figure II.1-8 ; trajet A-B). Cependant, la durée de refroidissement est trop courte pour permettre une rééquilibration Fe-Mg de la bordure d’olivine cristallisée aux parois de l’inclusion avec le cristal hôte. Cette bordure peut alors être expérimentalement ou numériquement dissoute afin de corriger la composition du liquide silicaté piégé (Section II.4.2).
Lors d’un refroidissement lent, la durée de refroidissement est assez longue pour permettre la rééquilibration Fe-Mg entre la bordure d’olivine cristallisée aux parois de l’inclusion et le cristal hôte. La bordure se rééquilibre progressivement avec le cristal hôte par diffusion du Mg du volume initial de l’inclusion vers le cristal hôte et de Fe du cristal hôte vers le volume initial de l’inclusion jusqu’à ce que la zonation disparaisse. Lorsque la rééquilibration est complète, la composition moyenne de la bordure d’olivine est similaire à celle du cristal hôte (Figure II.1-8 ; trajet A-B2). D’autre part, la vitesse de diffusion des éléments dans les liquides étant plus rapide que dans les cristaux, ce processus s’accompagne d’une rééquilibration du liquide piégé avec la bordure d’olivine. Une fois le liquide silicaté rééquilibré, sa teneur en FeO* est plus faible que lors de son piégeage et que le liquide magmatique environnant. Ainsi, des inclusions ayant subi une « perte en fer » montrent des teneurs en FeO* plus faibles que les matrices, les verres matriciels ou les échantillons analysés en roches totales provenant des mêmes suites magmatiques, tandis que les autres oxydes ont des teneurs comparables (Figure II.1-9).

La rééquilibration des éléments volatils et de la fO2

Les éléments volatils dissous dans les magmas, ayant une faible solubilité à faible pression, sont généralement exsolvés lors de leur remontée vers la surface. Les laves émises en surface sont alors quasiment totalement dégazées. Les inclusions magmatiques étant piégées tout au long de la remontée des magmas vers la surface, celles-ci peuvent être de bons outils pour déterminer les teneurs pré-éruptives des magmas en éléments volatils (i.e. H2O, Cl, F, S et CO2) à condition que les compositions piégées n’aient pas été modifiées après piégeage.
La rééquilibration de l’H2O et de la fO2
De nombreux travaux ont été réalisés afin de contraindre le comportement de l’H2O dans les inclusions magmatiques piégées dans les olivines (e.g. Bucholz et al., 2013; Chen et al., 2011; Danyushevsky et al., 2002; Gaetani et al., 2012; Hauri, 2002; Portnyagin et al., 2008; Roedder, 1979). Roedder (1979) et Danyushevsky et al. (2002) ont proposé que la diffusion de l’H2O par diffusion de H+ à travers l’olivine hôte est limitée par les réactions redox pouvant se produire dans le liquide silicaté selon la réaction : 2FeO(Liq)+H2O(Liq)=Fe2O3 (Liq)+2H(Olivine)+ (22)
Ainsi, lorsque 2 protons H+ diffusent à travers l’olivine, un anion O2- reste dans le liquide silicaté qui s’oxyde. Ces auteurs suggèrent donc que le processus de diffusion de l’H2O est limité par la quantité de Fe2+ du liquide silicaté pouvant être oxydée. La quantité d’H2O pouvant être perdue ou gagnée par ce processus serait donc inférieure à 1 pds% pour une inclusion de composition basaltique.
Par la suite, des expériences d’hydratation et de déshydratation d’inclusions magmatiques piégées dans des olivines ont été menées sous fO2 contrôlée (fixée au tampon Ni-NiO ; Gaetani et al., 2012). Les résultats de ces expériences mettent en évidence que la perte ou le gain d’H2O dans les inclusions peut être nettement supérieur à 1 pds%. Par ailleurs, les inclusions hydratées montrent une diminution de leurs rapports Fe3+/ΣFe inférieure à celle prédite par l’équation 22, tandis que les inclusions expérimentalement déshydratées montrent une diminution au lieu d’une augmentation du Fe3+/ΣFe. Ainsi ces auteurs mettent en évidence que la diffusion de l’H2O et celle de la fO2 se produisent de manière indépendante. La diffusion des protons H+ dans l’olivine peut se produire via l’oxydation/réduction du fer dans un site octaédrique et la destruction/création de 2 défauts OH- associés à un site métallique octaédrique vide. Ce processus est décrit par l’équation suivante (Kohlstedt et Mackwell, 1998) : 2H(Liq)+2FeMe•+2OO×+VMe″={(OH)O•−VMe″−(OH)O•}×+2FeMe× (23)
Tandis que la rééquilibration de l’O peut se produire via l’oxydation/réduction du fer dans un site octaédrique et la destruction/création d’un site métallique octaédrique vide. Ce processus est donné par l’équation suivante (Nakamura et Schmalzried, 1983) :
O(Liq)+12SiO2 (Liq)+3FeMe×=VMe″+2FeMe•+12Fe2SiO4 (24)
Toutefois, les résultats des expériences menées par Gaetani et al. (2012) peuvent être expliqués par une rééquilibration de l’H2O entre le liquide silicaté et l’olivine en combinant les équations 23 et 24 tel que : H2O(Liq)+12SiO2 (Liq)+FeMe×+2OO×= {(OH)O•−VMe″−(OH)O•}×+12Fe2SiO4 (25)
En suivant la notation de Kröger-Vink, ????• et ????× correspondent aux Fe3+ et Fe2+ respectivement. L’indice « Me » indique que ces deux ions se situent dans un site octaédrique. ??× et (??)?• correspondent aux espèces O2- et OH- respectivement et l’indice O indiquent qu’ils se situent dans un site de l’oxygène. ???″ est un site métallique octaédrique vide. Les crochets indiquent un défaut ponctuel. Ce résultat met en évidence que la rééquilibration de l’H2O se produit par la création/destruction de défauts ponctuels combinée à la croissance/dissolution d’olivine à l’interface olivine-liquide. Bien que la rééquilibration de l’H2O et celle de la fO2 se produisent à la même vitesse en raison de la limitation imposée par le site métallique vide, les deux rééquilibrations se produisent de manières indépendantes en suivant les réactions données par les équations 25 et 24 respectivement. Par conséquent, l’H2O se rééquilibrerait par diffusion des protons H+ à travers l’olivine tandis que la fO2 se rééquilibrerait par diffusion à travers les sites métalliques vides. De plus, l’hypothèse de la rééquilibration de l’H2O par diffusion des protons H+ à travers l’olivine est supportée par l’observation d’un fort fractionnement D/H dans les inclusions magmatiques dont le rapport est négativement corrélé à leurs teneurs en H2O (Bucholz et al., 2013; Gaetani et al., 2012; Hauri, 2002). D’après Gaetani et al. (2012), le temps de rééquilibration de l’H2O d’une inclusion de 100 μm piégée dans une olivine de 2 mm de diamètre est de 3 jours à 1150 °C et d’environ 36 heures à 1200 °C.

Echantillonnage et préparation des inclusions magmatiques

Pour pouvoir s’affranchir de l’effet des processus secondaires affectant le magma durant sa remontée vers la surface, nous avons choisi d’étudier des inclusions magmatiques primaires (Section II.1) piégées dans des olivines magnésiennes (Fo > 80 %) provenant d’échantillons riches en MgO. Par ailleurs, les processus de modification post-piégeage peuvent modifier la composition des inclusions magmatiques, qui ne sont alors plus représentatives des magmas initialement piégés (Section II.1.2). Nous avons donc sélectionné des échantillons contenant des cristaux dont les inclusions sont affectées le moins possible par les processus post-piégeage (i.e. observation des inclusions magmatiques par microscope optique).
Trois échantillons riches en MgO, présentant des inclusions magmatiques piégées dans des olivines magnésiennes et peu affectées par des modifications post-piégeage, ont été sélectionnés au cours de cette thèse afin d’étudier l’état d’oxydation des magmas primaires (Figure II.2-1 ; Tableau II.2-1). Ces échantillons proviennent :
 D’un niveau de tephra d’âge Pléistocène composant la formation Mozaic du complexe volcanique du Mont Meager, situé dans la ceinture volcanique Garibaldi (échantillon Aw-15-185 ; Venugopal et al., en préparation).
 D’un dépôt de retombées pyroclastiques (FS marker bed) affleurant sur le flanc est du Mont Etna et mis en place lors d’une éruption subplinienne picritique datée à 3930 ± 60 BP (échantillon SVP291c ; Coltelli et al., 2005; Kamenetsky et al., 2007).
 De tephra mis en place lors de l’éruption de l’Eyjafjallajökull de 2010. L’échantillon a été collecté à 100 m au sud du cratère principal sur la fissure éruptive Fimmvörðuháls (échantillon FH-2 ; Moune et al., 2012).
Les olivines composant ces échantillons ont été triées manuellement sous une loupe binoculaire avant d’être collées sur une lame mince à l’aide d’une résine thermofixante. Puis, celles-ci ont été polies à l’aide de tapis en carbure de silicium afin d’obtenir une surface plane, facilitant l’observation des inclusions magmatiques au microscope optique. Les olivines présentant des inclusions primaires vitreuses (i.e. ne présentant pas de dévitrification ou de minéraux fils ; Section II.1.2.2), de forme sub-sphérique ou en cristal négatif, sans connexion avec l’environnement extérieur et éloignées de leurs bordures et de tout plan de fracture ont été analysées au MEB (Section II.3.1) afin de déterminer leurs teneurs en forstérite. Par la suite, les olivines dont la teneur en forstérite est supérieure à 80 % ont été polies individuellement sur des tapis en carbure de silicium et à suspensions diamantées afin d’amener les inclusions à l’affleurement. Certaines techniques analytiques étant sensibles à la présence du cristal hôte sous l’inclusion magmatique, comme la spectroscopie XANES ou Mössbauer (Chapitre III), la plupart des inclusions ont été polies et mises à l’affleurement sur deux faces parallèles.
Les inclusions magmatiques polies sur deux faces parallèles étant très délicates à manipuler de par leurs faibles épaisseurs, un grand nombre d’entre elles ont été perdues durant leur préparation, réduisant la quantité d’inclusions pouvant être analysées. Par ailleurs, les compositions des inclusions provenant de l’échantillon FH-2 (fissure éruptive Fimmvörðuháls) nous paraissant suspectes, nous les avons retirées de notre jeu de données. Les inclusions provenant de cet échantillon ne sont donc pas utilisées au cours de cette étude.
Des inclusions précédemment préparées et étudiées par M. Laubier et N. Métrich ont été ajoutées à la collection d’inclusions de cette étude afin d’avoir un échantillonnage plus complet des magmas primitifs émis dans les zones de subduction, de points chauds et de rides médio-océaniques (Figure II.2-1 ; Tableau II.2-1). Ces inclusions proviennent :
 D’un dépôt de lapillis picritiques, collecté au niveau de l’anneau de tuf Torgil et de la séquence pyroclastique de Red Cliff à Aoba, situé dans l’arc du Vanuatu (échantillons Ao15, Ao17, Ao2T-T, Ao-T ; Sorbadere et al., 2011).
 De scories formant le cône pyroclastique de La Sommata, île de Vulcano, située dans l’arc éolien, dont l’éruption est datée à environs 50 ka (échantillon Som ; Rose-Koga et al., 2012).
 De l’échantillon St82p collecté au Stromboli, arc éolien, dans une tranchée située à une altitude de 450 m a.s.l sur le flanc nord-est de l’édifice, dans un niveau composé de ponces, de bombes et de quelques scories noires (Métrich et al., 2001; Rosi et al., 2000).
 D’un dépôt de scories picritiques d’âge estimé à 5 000 ans et associé au Piton de la Caille, rift-zone Nord-Ouest du Piton de la Fournaise, île de la Réunion (échantillon CAI ; Bureau et al., 1998a; Bureau et al., 1998b; Laubier, 2006).
 De laves de la zone FAMOUS (ride médio-Atlantique Nord ; échantillons ARP; Kamenetsky, 1996; Laubier et al., 2007, 2012).
 De la ride ultra-lente Gakkel, située dans l’océan arctique (échantillons GAK).

Table des matières

Chapitre I. L’état redox des magmas et du manteau supérieur terrestre : résumé des connaissances actuelles
I.1. L’état redox et la fugacité d’oxygène
I.1.1. Les oxybaromètres appliqués aux xénolites
I.1.2. Les oxybaromètres appliqués aux liquides silicatés
I.2. Les processus affectant l’état redox des magmas
I.2.1. La cristallisation fractionnée des magmas
I.2.2. Le dégazage des espèces volatiles dissoutes dans les magmas
I.2.2.1. Le dégazage de l’H2O
I.2.2.2. Le dégazage du CO2
I.2.2.3. Le dégazage du S
I.2.2.4. Le dégazage du Cl
I.2.3. Le métasomatisme dans les zones de subduction
I.2.4. Le processus de fusion du manteau source
I.3. L’état redox des magmas et du manteau supérieur en fonction du contexte géodynamique
I.3.1. L’état redox du manteau supérieur déterminé à partir de l’étude des xénolites
I.3.2. L’état redox des magmas et de leur manteau source déterminé à partir des laves émises en surface
I.3.2.1. En contexte de ride médio-océanique
I.3.2.2. En contexte de point chaud
I.3.2.3. Dans les zones de subduction
I.4. Les approches utilisées au cours de cette étude
Chapitre II. Les inclusions magmatiques : échantillonnage, préparation et caractérisation
II.1. Les inclusions magmatiques
II.1.1. Les inclusions magmatiques primaires
II.1.2. Modifications post-piégeage d’une inclusion magmatique
II.1.2.1. Evolution de la pression interne d’une inclusion
Sommaire
II.1.2.2. Modifications post-piégeage en système clos
II.1.2.3. Evolution des inclusions magmatiques en système ouvert
II.1.2.3.1. La rééquilibration Fe-Mg
Le modèle de Danyushevsky et al. (2000)
Le modèle de Gaetani et Watson (2000, 2002)
Implication de la rééquilibration Fe-Mg sur l’étude des inclusions piégées dans les olivines
II.1.2.3.2. La rééquilibration des éléments volatils et de la fO2
La rééquilibration de l’H2O et de la fO2
La perte en CO2, Cl, F et S
II.1.2.3.3. La rééquilibration des éléments en traces
II.2. Echantillonnage et préparation des inclusions magmatiques
II.3. Techniques analytiques pour la caractérisation des inclusions magmatiques et des cristaux hôtes
II.3.1. Détermination de la teneur en forstérite des olivines hôtes par microsonde électronique à balayage (MEB)
II.3.2. Caractérisation des éléments majeurs et volatils par microsonde électronique
II.3.3. Détermination de la teneur en H2O par spectroscopie Raman
II.3.4. Analyse des éléments en traces par LA-ICP-MS
II.4. Corrections des modifications post-piégeage affectant les inclusions magmatiques
II.4.1. Mise en évidence de la « perte en fer » dans les inclusions
II.4.2. Correction de la cristallisation d’olivine aux parois des inclusions
II.4.3. Correction de la « perte en fer »
II.4.4. Implications des corrections des modifications post-piégeage sur les compositions des inclusions magmatiques
Chapitre III. Détermination de l’état d’oxydation des inclusions magmatiques et verres silicatés à partir de la spéciation du Fer
III.1. Caractérisation du rapport Fe3+/ΣFe par spectroscopie Mössbauer
III.1.1. La spectroscopie Mössbauer
III.1.1.1. L’effet Mössbauer
III.1.1.2. Caractérisation des environnements atomiques et de leurs abondances
III.1.1.2.1. Les interactions hyperfines et les paramètres hyperfins
III.1.1.2.2. Les modèles de déconvolution des spectres Mössbauer
III.1.1.3. La spectroscopie Mössbauer appliquée aux verres silicatés
III.1.2. Caractérisation des rapports Fe3+/ΣFe des verres basaltiques de référence et des inclusions magmatiques
III.1.2.1. Techniques et conditions analytiques
III.1.2.1.1. Analyse des verres expérimentaux
III.1.2.1.2. Analyse des inclusions magmatiques
III.1.2.2. Déconvolution des spectres
III.1.2.2.1. Les spectres collectés dans les verres expérimentaux
III.1.2.2.2. Les spectres collectés dans les inclusions magmatiques
III.2. Caractérisation du rapport Fe3+/ΣFe par spectroscopie XANES
III.2.1. L’absorption d’un rayonnement X et la spectroscopie XANES
III.2.1.1. Principe de l’absorption d’un rayonnement X
III.2.1.2. Les spectres d’absorption des rayonnements X
III.2.1.3. Application de la spectroscopie XANES à la détermination de l’état d’oxydation du Fe
III.2.2. Caractérisation des rapports Fe3+/ΣFe des inclusions magmatiques et des verres silicatés
III.2.2.1. Technique et conditions analytiques
III.2.2.2. Traitement des spectres
III.3. Discussion
III.3.1. Résumé de l’article
III.3.2. Article soumis à Chemical Geology
1. Introduction
2. Natural samples
3. Experimental samples
4. Analytical methods
4.1. Electron microprobe analyses
4.2. Raman spectroscopy
4.3. FTIR spectroscopy
4.4. Mössbauer analyses
4.5. XANES analyses
5. Results
5.1. Mössbauer spectroscopy
5.2. XANES
5.2.1. Calibration of the XANES spectra
5.2.2. Time series in hydrous synthetic glasses
5.2.3. XANES spectra in hydrous synthetic glasses
5.2.4. Determination of Fe3+/ΣFe in melt inclusions
6. Discussion
6.1. The effect of beam-induced oxidation on the determination of Fe3+/ΣFe ratios in silicate glasses
6.2. Fe3+/ΣFe inferred from Mössbauer vs. XANES spectroscopy
6.3. The oxidation state of melt inclusions
7. Conclusions
Sommaire
Acknowledgments
References
Chapitre VI. L’état redox des magmas primaires et du manteau supérieur terrestre
IV.1. L’influence des processus secondaires sur la fO2 des inclusions vitreuses
IV.1.1. L’influence du dégazage des éléments volatils
IV.1.2. L’effet de la cristallisation fractionnée
IV.1.2.1. Les inclusions d’Aoba et du Mont Etna
IV.1.2.2. Les inclusions de La Sommata
IV.1.2.3. Les inclusions de Stromboli et du Mont Meager
IV.1.2.4. Résumé des observations et implications
IV.2. Détermination de la fO2 des magmas primaires à partir des rapports Fe3+/ΣFe des inclusions
IV.2.1. Correction des effets de la cristallisation fractionnée
IV.2.2. Rapports Fe3+/ΣFe et fO2 des magmas primaires
IV.3. La mesure de la fO2 à partir du comportement du V et des rapports V/Sc et V/Yb
IV.3.1. Détermination de la fO2 des magmas primaires à partir du comportement du V
IV.3.2. Détermination de la fO2 des magmas primaires à partir des rapports d’éléments en traces
IV.3.2.1. Les rapports V/M
IV.3.2.2. Les rapports V/Sc et V/Yb des inclusions magmatiques et des magmas primaires
IV.3.2.3. Modélisation de la fusion du manteau à différentes fO2
IV.4. Comparaison des fO2 déterminées à partir des différents proxys
Conclusions générales et perspectives
Conclusions générales
Perspectives
Bibliographie

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