Pétrologie des roches magmatiques
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MAGMATISME ET PETROLOGIE DES ROCHES MAGMATIQUES D. Beaufort Système terre et magmatisme: Les fondamentaux Définitions L’énergie du système Terre -formes de l’énergie -écoulement et transformation de l’énergie Les outils conceptuels de l’étude énergétique -la thermodynamique • notion de système et de variables • direction de changements d’état • entropie et énergie de Gibbs -la cinétique • énergie d’activation • vitesse de réaction Changement d’état des systèmes géologiques et processus de formation des roches -Propriétés des roches Dynamique terrestre et sources du magmatisme La pétrologie est la science des roches. Elle détermine les propriétés physiques, chimiques, spatiales et chronologiques des ensembles rocheux et étudie les processus qui les ont menés à leur état présent. Objectif majeur : -Déterminer l'origine et l’histoire des roches -Expliquer leur évolution . Les propriétés les plus utiles pour atteindre ces objectifs : relations de terrain. fabrique des roches composition minéralogique composition chimique Le géologue doit interpréter ces diverses propriétés en terme d'événements géologiques à toute échelle: Volcan → Chaîne de montagne → Continent → Terre Le magmatisme Le domaine dans lequel les roches se forment par refroidissement d'un matériau hétérogène issu de la fusion partielle de formations géologiques profondes de la Terre (bain silicaté). Ce matériau appelé magma se déforme sous faible contrainte. Le magma Mélange mobile issu de la fusion de roches profondes et constitué de phases liquides, solides et gazeuses. Comportement rhéologique global de liquide. Bain silicaté (exception les carbonatites) Températures moyennes actuelles à la surface de la terre: 1200 à moins de 700°C Densités moyennes : 2,2 à 3 g/cm3 (90% de l’équivalent cristallisé). Transformation magma - roche magmatique L’intervalle de température compris entre le liquidus (apparition du premier cristal) et le solidus (disparition de la dernière goutte de magma) est de l’ordre de 200°C. Le mélange magmatique se solidifie le plus souvent par croissance de cristaux et expulsion de fluides (gaz surtout). Le magma Liquide 1phase (liquide) 2 phases liquide + gaz CaMgSi2O6 2 phases liquide + 1 cristal (olivine) SiO2 Cristal 2 phases liquide 1+ liquide 2 (liquides immiscibles) 4 phases liquide + gaz + 2 cristaux (olivine + plagioclase) Les différents constituants du magma Quartz (SiO2) nanotructure des constituants du magma L’énergie du système Terre -L’énergie cinétique (1/2 mv2) est associée au mouvement de la matière (écoulement, chute....) -L’énergie potentielle est une énergie de position. Elle peut être transformée en énergie cinétique (ex. chute d’un objet); c’est l’énergie potentielle gravitationnelle (W = mg). -L’énergie thermique est une composante importante dans les systèmes géologiques. L’énergie interne d’un système est la somme de toutes les formes d’énergie qu’il contient; dans les parties profondes de l’écorce terrestre, on l’assimile souvent à l’énergie thermique . le manteau constitue le moteur thermique de la Terree Conduction thermique La Lithosphère L’asthénosphère en convection Noyau liquide en convection Graine solide La convection Tomographie sismique sous l’archipel du Japon http://www.oca.eu/cs/js/2007/presentations/Terre-OCA.ppt Transformation et conservation de l’énergie Les processus géologiques sont gouvernés par la loi de Conservation de l’énergie: « La quantité totale d’énergie d’un système est conservée quelque soit le processus de transformation ». Dans le système Terre, les processus du magmatisme, du métamorphisme et de la tectonique sont la matérialisation des interactions entre énergie thermique et énergie gravitationnelle. Transfert d’énergie La chaleur (énergie thermique qui se déplace d’un corps chaud vers un corps froid) est le moteur principal de l’activité géologique et humaine. La capacité de la matière à stocker de la chaleur (chaleur spécifique) varie avec son état (solide, liquide ou gaz). ∆Q = mc ∆T ∆Q = chaleur transférée, m = masse, c = chaleur spécifique, T = température La matière ayant une chaleur spécifique importante peut stocker beaucoup d’énergie. En conséquence, un transfert de chaleur important ne produit pas nécessairement une variation importante de température. Modes de transfert de la chaleur La radiation est la production d’énergie électromagnétique par un corps chaud. Comme elle est proportionnelle à la puissance quatre de la température, elle est particulièrement effective près des corps très chauds (le soleil). La conduction est le phénomène par lequel la chaleur diffuse dans les environnements physiquement en contact sous l’effet d’une différence de température (∆t). La vitesse de conduction dépend de la conductivité thermique des matériaux. L’advection implique un écoulement de liquide dans un milieu fracturé dont la température est différente de celle du liquide (efficace près de la surface terrestre. La convection implique un mouvement physique de la matière contenant la chaleur. Elle génère des mouvements qui sont gouvernés par les différences de densité de la matière en fonction de sa température. La convection est la forme de transfert thermique la plus puissante. elle est active dans les chambres magmatiques, dans le manteau terrestre et dans le noyaux externe. C’est le mécanisme principal du moteur thermique Les transferts thermiques liés au magmatisme Notion de système et propriétés de l’état thermodynamique Un système géologique est un ensemble de processus géologiques qui interagissent. La dimension des systèmes géologiques peut varier du micron à plusieurs millions de kilomètres. Leur duré de vie de quelques instants à plusieurs milliards d’années). Enfin plusieurs systèmes ont pu être superposés dans le temps et l’espace. L’état d’un système est défini par un ensemble de variables T, P, V, m, ρ, Ei et X que l’on appelle variables d’état. La chaleur et le travail ne sont pas des propriétés de l’état car ce sont des énergies en transit dont la manifestation dépendra du chemin suivi. Les variables intensives ont une valeur définie en tout point du système (T, P, X). Les variables extensives dépendent de la quantité totale de matière dans le système (V, m, Ei). Les variables intensives permettent de définir l’état du système à l’équilibre. Elles permettent de modéliser ses états successifs. A l’équilibre, les variables intensives sont indépendantes des états antérieurs et des chemins réactionnels suivis entre l’état initial et l’état final : L’association minéralogique ainsi formée (paragenèse) dépend uniquement de P, T et X . Etat final L’équilibre n’est jamais atteint durablement dans le système Terre! Concepts d ’équilibre et de stabilité La stabilité du système implique que l’équilibre thermodynamique soit atteint de manière durable en tout lieu Direction du changement d’état La direction dans laquelle l’état d’un système va aller en cas d’apport d’énergie est gouvernée par les principes de Le Chatelier (théorème de la modération): Il évoluera toujours de manière à minimiser l’effet de la perturbation énergétique. -Si T augmente: 1.24J/mole + CaCO3 solide = CaO solide + CO2 gaz -Si P augmente: quartz ⇒ coesite Seconde loi de la thermodynamique et Entropie Seconde loi de la thermodynamique: « Les processus géologiques tendent à égaliser la concentration des différentes formes d’énergie si on les laisse suivre leur cours ». L’entropie S est une mesure de l'uniformité en concentration de l'énergie dans un système. C'est une façon de mesurer l'état de désordre ou d'inhomogénéité de la concentration des différentes formes d’énergie dans un système. "Plus la concentration est uniforme, plus l'entropie est grande et moins il existe de tranfert d'énergie dans le système". Un changement d’état peut être réversible ou irréversible. Processus réversible: dS = dq/T Processus irréversible dS > dq/T Dans un changement irréversible, on ne peut revenir à l’état initial sans importer de l’énergie dans le système (ex. glaçon dans l’eau tiède). L’ENERGIE LIBRE DE GIBBS L’énergie libre de Gibbs est une variable d’état qui combine entropie, énergie interne et le travail exercé sur le système. Pour un système constant chimiquement: G = Ei - TS + PV C’est la variation de G qui nous intéresse: dG = d Ei - TdS - SdT + PdV + VdP comme d Ei = dq - PdV donc dG = dq -TdS - SdT + VdP dG = 0 à l’équilibre et dG < 0 pour tout processus spontané. La cinétique La thermodynamique permet de prédire dans quelle direction le système va évoluer, mais en aucun cas elle nous dira quand cette transformation va débuter et à quelle vitesse elle va se produire. Les systèmes géologiques ne se transforment pas instantanément, ils présentent une certaine inertie au changement et la thermodynamique ne prédit pas quand un état sera atteint (dans 10 mn, 10 ans, 10 millions d’années?). Les systèmes doivent franchir une barrière d’énergie nommée énergie d’activation pour que le changement apparaisse La notion de vitesse de réaction Considérons une réaction simple où X est remplacé par Y dX/dt = k(Yn) (n = ordre de la réaction) Expression de la vitesse de réaction: k = Ae-Ea/RT A = Cte, Ea = énergie d’activation, R = Cte des gaz, T= température > T équilibre A chimie constante, la cinétique conditionne les associations minérales observées dans les roches (paragenèses) Exemple: les paragenèses à zéolites dans la craie Changement d’état des systèmes géologiques et processus de formation des roches Les systèmes géologiques sont généralement grands et sont actifs sur de longues périodes. L’état initial et l’état final sont difficiles à définir avec rigueur car les systèmes sont le plus souvent encore en cours de transformation. Ils évoluent de manière irréversible. Ce sont des systèmes globalement hors équilibre dans lesquels l’équilibre est uniquement approché à l’échelle locale et de manière très temporaire Tout ce qui peut être déduit du point de vue thermodynamique sur les processus géologiques est contenu dans les propriétés des corps rocheux. La démarche du géologue consistera donc à utiliser les propriétés des roches pour reconstituer l’état initial du système et éventuellement ses états intermédiaires. Les propriétés géométriques des corps rocheux. Les relations de terrain Les relations de terrain concerne la taille, la forme et les dimensions du corps rocheux. Elle concerne aussi la chronologie de mise en place grâce à l’étude des contacts avec les formations environnantes. La fabrique des roches La texture concerne les relations entre les grains: -le degré de cristallinité -la taille des grains -la forme des grains La structure concerne les relations mutuelles entre les groupes ou agrégats de grains (litage, plissements, ségrégations etc.). Modélisation Cartographie Tomographie Les modes de représentation Composition des corps rocheux Elle est directement représentative de la composition initiale du magma et des diverses transformations induites dans le domaine P T X par le chemin réactionnel. La composition peut être considérée de plusieurs points de vue: -La composition chimique globale -La composition minéralogique -La composition modale (estimation volumétrique des constituants) Les associations minérales dépendent des conditions P, T et X du système au moment de leur formation Exemple du système chimique, Na-Al-Si-O Rôle de la chimie (X): Néphéline Na2O+ Al2O3 + 2 SiO2 = 2 NaAlSiO4 Néphéline Albite Na2O+ Al2O3 + 4 SiO2 = NaAlSiO4 + NaAlSi3O8 Albite Quartz Na2O+ Al2O3 + 10 SiO2 = 2NaAlSi3O8 + 4 SiO2 Rôle de la pression (P) Néphéline Albite Jadéite NaAlSiO4 + NaAlSi3O8 = 2 NaAlSi2O6 Signature minérale de la superposition de systèmes géologiques Dynamique terrestre et sources du magmatisme La structure actuelle de la Terre La structure actuelle de la Terre L’héritage d’une longue histoire de différentiation Les grands apports de magmas dans la croûte terrestre (flux annuel)
