Croûte continentale

Leçon 6
GENESE ET EVOLUTION DE
LA CROÛTE PRIMITIVE
Leçon 6
QUELLES SONT LES INTERROGATIONS?
Les questions:
- comment s’est solidifié l’océan magmatique généralisé?
- pourquoi du platine de l’or à la surface de la Terre?
- comment s’est formée la première croûte continentale?
- reste-t-il des témoins de cette époque?
- à quelle vitesse se sont formés les continents?
Le plan de la leçon:
- 6.1 la première croûte terrestre
- 6.2 le bombardement tardif
- 6.3 les traces les plus anciennes de la croûte continentale
- 6.4 la formation de la croûte continentale Archéenne
- 6.5 la croissance de la croûte continentale: les Greenstone belts
- 6.6 la vitesse de croissance de la croûte continentale
6.1 LA PREMIERE CROÛTE TERRESTRE
- chronologie des événements Hadéen (rappel)
- transition solide-liquide dans le manteau – 1 – profondeur 300 km
- transition solide-liquide dans le manteau – 2 – profondeur 1000 km
- transition solide-liquide dans le manteau – 3 – profondeur 2890 km
- olivine et pérovskite – formation du manteau solide
- minéralogie du manteau supérieur (actuel)
- gradient géothermique élevé: 1 taux de fusion élevé dans le manteau supérier
- gradient géothermique élevé: 2 une croûte océanique épaisse
- gradient géothermique élevé: 3 formation des komatiites
- basaltes et komatiites
- la protocroûte océanique: les komatiites
- structure de la croûte basaltique à l’Hadéen
- convection active mais manteau non homogène
- panaches et subduction à la fin de l ’Hadéen
- proto-croûte continentale: les anorthosites
6.1.1
CHRONOLOGIE DES EVENEMENTS HADEEN (RAPPEL)
vernis tardif
4,568 Ga
Hadéen
3,85 Ga
Archéen
90% accrétion de la Terre
4.1-3.85 Ga
Formation de la Lune
50-100
TTG
LHB
6.1.2
TRANSITION SOLIDE-LIQUIDE DANS LE MANTEAU
1 - profondeur 300 km
0
Experimental determinations of
the solidus and liquidus of garnet
peridotite
2
From McKenzie and Bickle (1988) J. Petrol.,
29, 625-679
4
6
8
Solid
Solid + Liquid
Liquid
6.1.3
TRANSITION SOLIDE-LIQUIDE DANS LE MANTEAU
2 - profondeur 1000 km
Temperature (°C)
1400 1600 1800 2000 2200 2400
0
S+L
Liquid
5
300
Pressure (Gpa)
Solid
Depth (km)
20
100
200
10
15
260
0
600
25
700
30
800
1 gigapascal = 10 kilobars
Gradient thermique à l’Hadéen
PROFONDEUR DE L’OCEAN
MAGMATIQUE GENERALISE: 1000 km
6.1.4
TRANSITION SOLIDE-LIQUIDE DANS LE MANTEAU
3 - profondeur 2890 km (rappel)
: progression de la solidification
1: olivines, pyroxènes, grenats (majorite)
2: pérovskite + magnésiowustite ou ferropériclase (Mg,Fe)O
1
manteau solide
manteau solide
manteau solide
couche D’’
2
NOYAU
NOYAU
NOYAU
Basal Magma Ocean (Labrosse et al., Nature 2007)
NOYAU
Al-(Mg,Fe)SiO3
Al-(Mg,Fe)SiO3
6.1.5
OLIVINE ET PEROVSKITE
Formation du manteau solide
La structure actuelle du
manteau est acquise
depuis la cristallisation
de l’océan magmatique
généralisé.
On sait maintenant que
la transition entre le
manteau inférieur à
pérovskite et le noyau
a dû rester liquide.
Peut-être l’est-il
encore, partiellement?
Couche D’’
Pérovskite silicatée:
SiO3 Al[Mg,Fe]
6.1.6
MINERALOGIE DU MANTEAU SUPERIEUR (ACTUEL)
1 gigapascal = 10 kilobars
Grenat: Si3O12Mg3Al2
Majorite: Si3O12Mg3Fe3+2
Pyroxène: SiO3Mg
Olivine: a-SiO4Mg2
Wadsleyite: β-SiO4Mg2
Ringwoodite: g-SiO4Mg2
Pérovskite: SiO3 Al[Mg,Fe]
Polymorphes de haute pression des
grenats et de l’olivine.
Manteau supérieur
Zone de transition
6.1.7
GRADIENT GEOTHERMIQUE ELEVE
1- taux de fusion élevé dans le manteau supérieur
Aujourd’hui
Archéen
température
température
fin de fusion partielle (15%)
croûte
mince
profondeur
profondeur
début de fusion partielle
fin de fusion partielle (50%)
croûte
épaisse
début de fusion
Diagrammes de phases d’une péridotite mantellique
Un manteau plus chaud signifie une croûte océanique plus épaisse:
à l’archéen précoce, la croûte pouvait atteindre 30 km!
6.1.8
GRADIENT GEOTHERMIQUE ELEVE
2- structure de la lithosphère océanique
6.1.9
GRADIENT GEOTHERMIQUE ELEVE
3- formation des komatiites
basalte
komatiite
100 µm
100 µm
Olivine automorphe
Olivine en fibres
Komatiites:
- olivines géantes mais squelettiques
- structure spinifex
6.1.10
BASALTES ET KOMATIITES
Péridotite
Comparées aux basaltes, les
komatiites sont plus riches en
MgO. Elles proviennent d’une
fusion partielle plus étendue du
manteau: au moins 50% alors
que les MORB n ’atteignent
pas 15%.
Les komatiites ne se forment
plus aujourd’hui.
Komatiites:
- fusion du manteau ≥ 50%
- haute température (1600 °C)
- faible viscosité
6.1.11
LA PROTOCROÛTE OCEANIQUE:
LES KOMATIITES
Structure spinifex
Arndt et al., 2008 Komatiites
Cambridge Books
6.1.12
STRUCTURE DE LA CROÛTE BASALTIQUE A L’HADEEN
Hypothèses
classiques
Smith, 1981
Les basaltes komatiitiques émergent au centre
des cellules de convection.
Les komatiites forment de nombreux filons
alimentant les coulées de surface.
6.1.13a
CONVECTION ACTIVE MAIS MANTEAU NON HOMOGENE
Nouvelles approches: la modélisation
O’Neill & Debaille (2014) The evolution
of Hadean–Eoarchaean geodynamics.
Earth and Planetary Science Letters 406,
49–58.
Moore & Webb (2013) Heat-pipe Earth.
Nature, 501-503.
APRES LE GRAND CHOC DE LA FORMATION DE LA LUNE, LE MANTEAU EST
SOUMIS A UN REGIME DE CONVECTION VIGOUREUX, IL DEVRAIT DONC ETRE
HOMOGENEISE. CE N’EST PAS LE CAS.
La viscosité faible du manteau génère un état stationnaire du régime de
convection thermique (stagnant-lid regime). Pas de « re-surfaçage ».
6.1.13b
APPARITION DE LA SUBDUCTION AUTOUR DE « PLUMES »
Dynamics of plume-induced
subduction initiation under presentday mantle temperature conditions.
Development of an embryonic
mosaic of plates separated by
spreading centres (ridges), triple
junctions and transform faults at
the latest stage of plume-induced
subduction
Subduction autoentretenue grâce à 3
paramètres:
1) Flottabilité négative
forte de la lithosphère
océanique,
2) Plume thermique avec
amincissement de la
lithosphère,
3) Lubrification de
l’interface du slab par la
croûte hydratée.
Gerya et al. (2015) Nature, 527, 221- 225.
6.1.14
PANACHES ET SUBDUCTION A LA FIN DE L ’HADEEN
Plateaux volcaniques grands,-épais
Croûte continentale
:
abondants et partiellement émergés
Dorsales océaniques
émergées
mince, peu abondante et
partiellement submergée
Manteau :
Panaches :
Subduction
peu profonde??
400-500°C
plus chaud
qu’aujourd’hui
100-200°C
plus chaud
qu’aujourd’hui
Par rapport à aujourd’hui
- plateaux volcaniques abondants
- croûte océanique plus épaisse (30 à 40 km)
- croûte continentale moins abondante et moins épaisse
- subduction moins profonde? Quand démarre-t-elle?
:
6.1.15
PROTOCROÛTE CONTINENTALE: LES ANORTHOSITES?
Question: est-ce que, comme
IL EST PROBABLE QUE
sur la Lune, les anorthosites
NON CAR ELLES NE
sont les seules roches de la
première croûte sur la Terre? POUVAIENT SE
FORMER ET FLOTTER
SUR UN MAGMA
HYDRATE.
anorthosite terrestre
croûte anorthositique de la Lune
océan magmatique
manteau inférieur
1 - Les anorthosites que
nous connaissons sur la
Terre se sont formées par
un autre processus: la
fusion d’une croûte
continentale formée de
roches parentes des
granites. ( Ashwall, 1993).
2 - Océan magmatique
hydraté moins dense: les
anorthosites ne se
forment pas ou coulent.
anorthosite terrestre
6.2 LE BOMBARDEMENT TARDIF
RAPPEL
- les évidences d ’un bombardement métoritique tardif et très intense
- éjection des planétésimaux par migration des orbites des planètes gazeuses
- le bombardement lourd tardif 4,1-3,85 Ga
- que nous apprend la Lune?
- l’ampleur du cataclysme
- modification de la géochimie de la surface et du manteau supérieur
FIN DE L’HADEEN
6.2.1
LES EVIDENCES D’UN BOMBARDEMENT METEORITIQUE
TARDIF ET TRES INTENSE
Late Heavy
Bombardment,
LHB
MINAS (lune de Saturne)
MERCURE
La distribution de la taille des cratères à la surface de la Lune montre
que le bombardement a été déclenché par la migration des planètes
géantes (Storm et al., 2005). Cette migration n ’a pu être provoquée
par les astéroïdes eux-mêmes car ils ne sont pas assez massifs. Elle
fut peut-être due à la présence d’un disque massif trans-neptunien.
Jupiter et Saturne seraient passés dans les zones de résonance du
disque.
6.2.2
EJECTION DE PLANETESIMAUX PAR MIGRATION DES
ORBITES DES PLANETES GAZEUSES
Current theories include the possibility
that Jupiter-like planets could migrate
inwards, through friction with the solar
nebula.
Interaction with Jupiter or Saturn
 kicked in the Oort Cloud
Interaction with Uranus or Neptune
 kicked in the Kuiper belt
Les premiers 600 000 ans
Fast inward migration due to gravitational interactions with the
gaseous component of the proto-planetary disk
Grand tack
Rappel leçon 3:
6.2.3
LE BOMBARDEMENT LOURD TARDIF 4,1 – 3,85 Ga
Le modèle de Nice (Tsiganis et al, Gomes et al, 2005) :
Après la disparition du disque de gaz et de poussières, les 4 planètes géantes étaient
sur de orbites circulaires et plus proches les unes des autres qu’elles ne le sont
maintenant. Confinées dans un espace de 17 UA, ells étaient entourées par un disque
de planétésimaux (la future ceinture de Kuiper).
4,1 Ga 3,85 Ga
CHANGEMENT D’ORBITES
A un point donné (résonance 1J:2S),
l’excentricité des orbites a augmenté ce
qui déstabilise tout le système.
Le disque de planétésimaux est
dépeuplé. Le bombardement lourd
commence (LHB).
late
veneer
6.2.4
QUE NOUS APPREND LA LUNE?
LHB: Late Heavy Bombardment
On situe maintenant le début
de l’Archéen à la fin du LHB:
3,85 Ga.
mare
Copernicus
highlands
Tycho
6.2.5
L’AMPLEUR DU CATACLYSME
20 000 fois plus intense que le
bombardement actuel soit la
chute d ’un objet de plus de 1
km de diamètre tous les 20 ans!
Durée: 150 à 250 Ma
Plus de traces visibles
6.2.6
MODIFICATION DE LA GEOCHIMIE DE LA SURFACE
ET DU MANTEAU SUPERIEUR
Certains éléments chimiques moyennement à fortement sidérophiles (Ni et Cr) sont trop
abondants dans un manteau où le fer s’est séparé par gravitation. Le rapport isotopique
187Re/187Os indique une origine chondritique.
DONC, BOMBARDEMENT METEORITIQUE POST-DIFFERENCIATION
VERNIS TARDIF + LHB
Les plus vieux cratères encore visibles sont trop jeunes!
Vredeford, Afrique du Sud,
2,023 Ga, diamètre: 300 km,
fortement érodé
Sudbury, Ontario, 1,85 Ga diamètre:
250 km fortement tectonisé
6.3 LES TRACES LES PLUS ANCIENNES
DE LA CROÛTE CONTINENTALE
- les plus vieux témoins du monde: les zircons
- technique de datation ponctuelle
- analyse statistique des datations
- la présence de l ’eau dans la croûte primitive
- la formation de magmas siliceux
- les roches les plus anciennes de la Terre
- Isua (Groënland)
- Nuvvuagittuq (Québec)
- les cratons Archéens dans le monde
Slave Lake, Canada
6.3.1
LES PLUS VIEUX TEMOINS DU MONDE:
LES ZIRCONS
Les zircons détritiques des
métaconglomérats de la zone des
Jack Hills (Australie): 4,4 -4,2 Ga
ZrSiO4
Wilde et al. 2001 Nature
Le géologue succède à
l ’astrophysicien!
(1)
Le zircon est abondant seulement dans le granite
mais peut se former dans un magma lié à un impact
météoritique (Darling et al., 2009).
(2)
Les zircons des Jack Hills contiennent des
inclusions de quartz et de feldspath-K 
granodiorite.
(3) Les zircons sont des grains détritiques dans une
quartzite de 3.1 Ga (sédiment). 2-10% âges > 4 Ga
(les autres entre 3 et 4Ga). Ces zircons ont survécu
à la surface de la Terre archéenne plus d’un milliard
d’années!
6.3.2
TECHNIQUES DE DATATION PONCTUELLE
SHRIMP! (sensitive high-resolution ion microprobe)
Valley et al., Nature Geoscience, 2014
6.3.3
ANALYSE STATISTIQUE DES DATATIONS
Pb est bien resté dans le zircon: âge UPb significatif. 4363 ± 20 Ma
Atom Probe Tomography images of Y and Pb
clusters in the 4.4-Gyr-old zircon.
Valley et al. 2014, Nature Geoscience
A quoi servent ces zircons:
analyser les isotopes (oxygène
18O et 16O; et d’autres …)
6.3.4
LA PRESENCE DE L’EAU DANS LA CROÛTE PRIMITIVE
Au cours de la cristallisation, les isotopes
de l’oxygène se fractionnent entre phases
solide et liquide (cristaux et magmas).
Typiquement le d18O des zircons indique
qu’ils proviennent d’un magma où d18O
=7-9% soit beaucoup plus que celui du
manteau (d18O =5.3%).
Cela indique que la fusion du manteau qui
a généré ces magmas s’est faite en
présence d’eau. L’eau liquide était donc
stable et abondante à la surface de la
planète.
DEUX CONSEQUENCES
1-hypotheses
a: LES GRANITOIDES SE SONT
FORMES TRES TÔT
b: fabriqué par fusion de roches
basiques après chocs météoritiques
2-LES OCEANS ETAIENT DEJA
FORMES VERS 4.4 Ga !
Wilde et al. Nature 2001
6.3.5
LA FORMATION DE MAGMAS
SILICEUX
Accumulation of thin,trace-element rich KREEPy
crustal layer at 4,5 Ga following magma ocean
crystallization, Interaction between this crust and the
hydrosphere,
Burial of the altered KREEPy rind beneath basaltickomatiitic flows in locally thickened eruptive centres,
Remelting of the hydrated chamically fertile portion of
the KREEPy source layer due to radiactive selfheating and the insulating effect of the overlying
volcanic pile, Small volumes of silicic melts are
formed from which Jack Hills zircons crystallized, The
age range of the zircons implies that the partial
melting was sustained over 400 Ma,
Kemp et al. (2010) EPSL
6.3.6a
LES ROCHES LES PLUS ANCIENNES DE LA TERRE:
-1- ISUA (Groënland)
2,5
4,6
Archéen
0,5
Protérozoique
0 Ga
Hadéen 4,0
Phanérozoique
3.85 Ga
Age (Ga)
3.82
3.865
4.03
Formation
Gneiss d'Amistoq
Gneiss d'Isua
Gneiss d'Acasta
Pays
Groenland
Groenland
Canada
Roche mère
roche plutonique
roche sédimentaire
Enclave
Acasta gneiss (4,03 Ga)
sédiment métamorphisé
6.3.6b
LES ROCHES LES PLUS ANCIENNES DE LA TERRE:
-2- NUVVUAGITTUQ (Québec)
The Nuvvuagittuq greenstone belt, Northern Québec, Datation Sm-Nd: 4,3 Ga. Roche plutoniques métamorphisée
(Kerr, R.A. 2008 Science, 321). Présence précoce de l ’eau LIQUIDE et Terre précocement froide.
Anshang (Chine): 3,8 Ga,
Pillow lavas in the belt of Nuvvuagittuq (Quebec) :
a seafloor that is 4.3 Gy old ? CRPG
6.3.7
LES CRATONS ARCHEENS DANS LE MONDE
Les cratons, séparés maintenant par des océans, n’étaient pas dans cette
position durant l’Archéen. Ils se sont rassemblés en supercontinents qui se sont
fragmentés à leur tour.
6.4 LA FORMATION DE LA CROÛTE
CONTINENTALE ARCHEENNE
Adakite
Crust
Slab Melting
Young (< 30 Myr )& HotMORB
slab
(LIL-rich)
- Archéen: un manteau plus chaud
- tonalites, trondjhemites, granodiorites (TTG)
- composition de la croûte continentale primitive
- les sources des TTG: 1- quelle origine?
- les sources des TTG: 2- quel processus?
- les sources des TTG: 3- délamination crustale
- des TTG sur Mars
Lithospheric Mantle
Asthenospheric Mantle
23-26 kbar (75-85 km)
700-775 °C
Amphibolite=
Residual: Garnet (HREE, Al) & Hornblende (Nb)
Fluids
Eclogite=
Image: http://www.harcourtschool.com/activity/pompeii/images/subduction.jpg
6.4.1
ARCHEEN: UN MANTEAU PLUS CHAUD
Earth mantle 100-300 K hotter
Accretion
Self compression
Differentiation
Produced 3x as much
radiogenic heat
Plus d’uranium dans le manteau
à l’Archéen
Andersen 2015 The terrestrial uranium
isotope cycle. Nature 517, 356-359.
(Herzberg et al., 2010)
6.4.1
TONALITES, TRONDJHEMITES, GRANODIORITES (TTG)
roches plutoniques riches
en quartz et plagioclase
roches métamorphiques
riches en quartz et
plagioclase (gneiss)
6.4.2
CROÛTE CONTINENTALE PRIMITIVE - COMPOSITION
Martin, 1994a,b
La composition moyenne de la croûte
continentale actuelle est granitique. Celle
de la croûte archéenne est TTG: moins de
feldspath-K, plus de plagioclases.
6.4.3
QUELS SONT LES MARQUEURS GEOCHIMIQUES?
Lanthane et Ytterbium (Terres Rares)
57La
70Yb
Martin, 1994a,b
Les traceurs recherchés sont les teneurs en lanthane (La) et ytterbium (Yb).
Les teneurs sont normalisées aux teneurs des chondrites CI (N).
6.4.4
LES SOURCES DES TTG: 1 - QUELLE ORIGINE?
La
Yb
éclogite
amphibolite
25% grenat
N
MAGMA
PARENT
DES
TTG
amphibolite
10% grenat
100
La
Yb
La fusion partielle DES
BASALTES METAMORPHISES
EN AMPHIBOLITES OU
ECLOGITE conduit à un
enrichissement en Lanthane
d ’autant plus important que les
grenats sont abondants dans la
roche résidu. C ’EST DONC LA
SOURCE DES TTG.
75
N
50
100
amphibolite
sans grenat
MAGMA
PARENT
DES
TTG
75
25
basalte tholéitique
0
50
25
0
4
8
manteau
primitif
12
lherzolite 5%spinelle
0
0
4
8
12
16
(Yb)
N
16
(Yb)
N
La fusion du manteau (lherzolite) ne
produit pas une augmentation du
Lanthane. CE N ’EST DONC PAS LA
SOURCE DES TTG.
6.4.5
LES SOURCES DES TTG: 2 - QUEL PROCESSUS?
Pas de fusion
de la plaque océanique
Fusion de la
plaque océanique
Déshydratation de la
plaque océanique
Martin et al., 2005
6.4.5
LES SOURCES DES TTG: 3 – LA DELAMINATION CRUSTALE
Alternative tectonics: diapir/delamination tectonics
Mechanism:
Crust built by eruptions
Deepest crust transforms to dense eclogites: delaminates
Downwellings  melting  TTG formation
Abundant melting releases latent heat

Archean: no subduction
of continental crust:
absence of Ultra High
Pressure Metamorphism
(Zegers and van Keken, 2001;
van Thienen et al., 2004, 2005)
6.4.6
DES TTG SUR MARS
Mars : planète presque entièrement recouverte de roches
basaltiques? Les parois du cratère Gale, où a atterri
Curiosity, contiennent des fragments de roches très
anciennes (environ 4 milliards d’années) : desTTG Il s’agit de
la première preuve de l’existence d’une croûte continentale
sur Mars.
Image prise par l’instrument MaHLI (Mars Hand
Lens Imager) de Curiosity. Cristaux roses:
feldspaths; cristaux gris: quartz.
Crédit : NASA/JPL-Caltech/MSSS
Sautter et al. (2015) In situ evidence for continental crust
on early Mars. Nature Geoscience 8, 605-609.
Igneous clast named Harrison embedded in a conglomerate rock in
Gale crater, Mars, shows elongated light-toned feldspar crystals.
The mosaic merges an image from Mastcam with higher-resolution
images from ChemCam’s Remote Micro-Imager.
Credit: NASA/JPL-Caltech/LANL/IRAP/U. Nantes/IAS/MSSS
6.5 LA CROISSANCE DE LA CROÛTE
CONTINENTALE:
LES GREENSTONE BELTS
Pillow-lavas archéens
- Les Greenstone Belts du Canada
- Les arcs volcaniques à l ’Archéen
- La formation des microcontinents
- La formation des Greenstone Belts
- Une particularité de l’Archéen: la sagduction
6.5.1
GREENSTONE BELTS
CANADA
•
Granite-gneiss
complexes (light green
•
Greenstone belts (dark
green)
6.5.2
LES ARCS VOLCANIQUES A L ’ARCHEEN
volcanism and sediment deposition took place as the
basins opened
Subduction exists yet in
archean terrains
the greenstone belts formed in
back-arc marginal basins
Then during closure, the rocks were
compressed, deformed, cut by faults, and
intruded by rising magma
6.5.3
LA FORMATION DES MICRO-CONTINENTS
Des arcs volcaniques
qui s ’accolent les
uns aux autres. Ainsi
se forment les
premiers microcontinents.
La subduction est
rapide à l ’Archéen.
Greenstone belts
6.5.4
LA FORMATION DES GREENSTONE BELTS
today
Unsubductable
archean
crust to
form stacks (?)
Mechanism to form
greenstone belts (?)
6.5.5
UNE PARTICULARITE DE L ’ARCHEEN: LA SAGDUCTION
Tectonique verticale
Le moteur est la différence de densité
Archaean dome-and-keel patterns
(Barberton, South Africa)
6.6 LA VITESSE DE
CROISSANCE DE LA
CROÛTE CONTINENTALE
ARCHEENNE
- Sm/Nd: le chronomètre de la formation de la
croûte continentale
- le bilan géochimique de la différenciation
manteau-croûte
- un modèle possible de croissance continentale
- le recyclage de la croûte continentale
- granitisation progressive de la croûte primitive
- manteau dégazé – manteau non dégazé
- modèle: comment varie le rapport 4H/3H?
- réel: la signature 4H/3H des MORBS et des OIBs
- l’extraction de la croûte continentale
6.6.1
147Sm-143Nd: LE CHRONOMETRE DE LA FORMATION DE LA
CROÛTE CONTINENTALE
Sm: Z = 62 Nd: Z = 60
147Sm143Nd
Sm/Nd
chondrites
+ a2+ 1/2 vie = 106 Ga
ATTENTION !!!
Ne pas confondre avec le chronomètre
146Sm-142Nd (voir leçon 5: « De l’origine
de la Terre »)
Sm/Nd
Rappel: Sm reste piégé dans les cristaux tandis que Nd préfère les magmas. Donc le
rapport Sm/Nd augmente dans le manteau supérieur à mesure qu’il s ’appauvrit
(production de magma MORB).
En conséquence, le rapport 143Nd/144Nd diminue dans la croûte continentale.
6.6.2
LE BILAN GEOCHIMIQUE DE LA DIFFERNCIATION
MANTEAU-CROÛTE

 Nd (T )  

T  âge


143

Nd 
Nd /144Nd
143
Nd /144
échantillon (T )
chondrite(T )

 1  10000

MORB: Mean
Ocean Ridge Basalt
Subduction slab
Nd = +10
Nd = 0
croûte
manteau appauvri
(source des MORB)
manteau primitif
noyau
Le manteau supérieur s ’appauvrit
constamment des matériaux qui
constituent la croûte continentale. De
ce fait, son rapport 143Nd/144Nd
augmente constamment.
6.6.3
UN MODELE POSSIBLE DE CROISSANCE CONTINENTALE

La variation de Nd montre qu’il y a
eu 3 « pics » de croissance:
1 - maximum à 2.5 Ga
2 – 1.7 Ga
3 – 1.0 Ga
6.6.4
LE RECYCLAGE DE LA CROÛTE CONTINENTALE
_
87Rb87Sr + b- + u + Q
Rb: Z = 37
Sr: Z = 38
1/2 vie: 48,8 Ga
Rb est un compagnon de K:
il se concentre dans les
granites de la croûte.
Le rapport isotopique
87Sr/86Sr augmente avec le
taux de recyclage des
sédiments dans la croûte.
6.6.5
GRANITISATION PROGRESSIVE DE LA CROUTE PRIMITIVE
Granodiorites
Granites
2.90-2.55
2.55-250
2.41Ga
87
86
Sr/ Sr
0.710
ISr =
Progressivement la croûte TTG
se recycle (maturation) par
deux mécanismes :
- 1) fusion directe des TTG par
collision continentale donne
magma granitique
- 2) érosion-sédimentation de
la croûte TTG puis
métamorphisme (collision
continentale) donne magma
granitique.
TTG
0.705
0.700
3.0
2.5
temps Ga
0.50
0.75
1.00
K2O/Na2O
La formation du granite est un processus irréversible, sa fusion donne un autre granite.
La croûte devient de plus en plus granitique donc de plus en plus potassique.
6.6.6
MANTEAU DEGAZE - MANTEAU NON DEGAZE
4He
: désintégration 235U, 238U et 232Th , 3He est d ’origine cosmogénique (Big Bang)
Dégazage du manteau inférieur
Dégazage du manteau supérieur
OIBs
4He
MORBs
Manteau dégazé
3He
Manteau non dégazé
6.6.7
MODELE: COMMENT VARIE LE RAPPORT 4He/3He?
manteau supérieur
appauvri:
238U/3He élevé
4He/3He = 84,700
manteau inférieur
pas appauvri:
4He/3He = 22,000
à 55,000
3He
provient du
manteau non
dégazé.
Primitive helium mantle
6.6.8a
REEL: LA SIGNATURE 4He/3He DES MORBs ET DES OIBs
Les MORBs ont une
signature 4He/3He très
homogène (90000)
alors que les OIBs sont
dispersés (13000 –
36000). Mode : 55000.
Mélanges de magmas
(effet Schilling).
1 Ga
Alors! Pourquoi 1 Ga
de différence avec le
modèle?
6.6.8b
L’EXTRACTION DE LA CROÛTE CONTINENTALE
Les OIBs sont
dispersés (13000 –
36000) mais on
explique les pics de
fréquence par les
periodes de
croissance de la
croûte continentale.
Ils correspondent à
des periods d’activité
volcanique intense.
PROCHAINE LEÇON
FORMATION DE L ’ATMOSPHERE
ET DE L ’HYDROSPHERE
ORIGINE DE LA VIE