jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
à une région de plateau d'altitude atteignant 1 500 m et où on observe une anomalie isostatique résiduelle de — 20 mgal [4]. 2) Un compartiment de croûte amincie (30-32 km) et pour lequel l'amincissement maximal se situe au voisinage des massifs volcaniques de l'Ankaratra et de l'Itasy ([21] à [24]). Ce compartiment de croûte amincie est bordé à l'Ouest par les systèmes de failles de Bongolava, Itasy et Andriba ([7], [14]). 3) Enfin, l'extrémité occidentale des profils correspond à une croûte plus épaisse (33-35 km). Excepté la région d'Antananarivo où les contours d'iso-épaisseur présentent une virgation nette pouvant correspondre
où les contours d'iso-épaisseur présentent une virgation nette pouvant correspondre à un décalage horizontal ou une zone de transformation, le comportement central de croûte amincie apparaît en relation avec la direction de la côte Est (N 20° E) qui résulte du mouvement relatif de séparation de l'Inde vers le Nord. Par ailleurs les résultats de l'inversion apparaissent cohérents avec les données de la sismicité locale [2], l'analyse des résidus de temps de propagation des téléséismes enregistrés par le réseau local [3], l'axe de bombement (N 20° E) du géoïde gravimétrique [25], les données géologiques et les directions tectoniques principales ([17],
[25], les données géologiques et les directions tectoniques principales ([17], [14]). Dans le contexte géodynamique de la dislocation du Gondwana, la zone de faiblesse crustale ainsi définie et que l'on peut de plus corréler à l'axe de réactivation magmatique mis en évidence dans le centre de Madagascar [14], pourrait être la trace d'une tentative de rifting du bloc Inde-Seychelles-Madagascar, la séparation s'étant faite finalement plus à l'Est, à l'emplacement de la marge orientale actuelle de Madagascar. Note remise le 26 octobre 1992, acceptée le 20 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] RAKOTONDRAINIBE, Thèse Sci., Université Madagascar, 1977, 152 p. [2] J.-P.
RAKOTONDRAINIBE, Thèse Sci., Université Madagascar, 1977, 152 p. [2] J.-P. FOURNO, Ann. Geophysicae, 5B. n° 2, 1987, p. 175-186. [3] J.-P. FOURNO et J. ROUSSEL, C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 1147-1153. [4] J. RECHENMANN, Thèse Sci., Université Paris-Sud, 1981, 175 p. [5] A. TARANTOLA, Inverse Problem Theory, Elsevier, 1987, 601 p. [6] P. KEATING, 54th Meeting E.A.E.G., Abstracts, 1992, p. 378-379. [7] H. BESAIRIE, Tectonique de l'Afrique, 1971, p. 549-558. [8] H. BESAIRIE, Carte géologique de Madagascar au 1/2000000, Serv. Géol. Mad., 1973. [9] G. HOTTIN, Bull. B.R.G.M., 1976, p. 117-153. [10] L. CAHEN, N.
HOTTIN, Bull. B.R.G.M., 1976, p. 117-153. [10] L. CAHEN, N. J. SNELLING, J. DELHAL, J. R. VAIL, M. BONHOMME et D. LEDENT, Clarendon Press Oxford, 1984, p. 100-112. [11] R. FURON, Ed. Payot, Paris, 1968, 371 p. [12] J. SEGOUFIN et P. PATRIAT, Bull. Soc. Géol. Fr., 23, 1981, p. 533-607. [13] R. SCHLICH, The Ocean Basins and Margins, 6, The Indian Océan, Plenum Press, 1982, p. 51-135. [14] J. KUTINA, Service géologique, Madagascar, 1972, 42 p. [15] A. ABDOH, D. COWAN et M. PILKINGTON, Geophys. Prospecting, 38, 1990, p. 999-1011. [16] R. L. PARKER, Geophys. J. R. Astron. Soc.,
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1971, 24 p. [22] H. BESAIRIE, Pub. Ass. des Géogr., Madagascar 1973, 18 p. [23] G. MOTTET, Thèse, Université Lyon-III, 1, 1981, p. 21-61. [24] L. DELBOS, Thèse, Université Clermont-Ferrand, 1957, 76 p. [25] J. RAKOTOARY, Bureau Gravimétrique International, 1986, 48 p. Laboratoire de Géophysique et Géodynamique, Case n° 422, Université d'Aix-Marseille-III, 13397 Marseille Cedex 20. PLANCHE/PLATE JEAN-PIERRE FOURNO Fig. 2. Résultats de l'inversion sur les 6 profils localisés sur la figure 1. Colonne de gauche : anomalies mesurées (ligne continue) et calculées (ligne en pointillé). Colonne de droite : profils de la topographie du Moho. Fig. 2, Inversion results
profils de la topographie du Moho. Fig. 2, Inversion results corresponding to the 6 profiles shown in Figure 1. Left: Measured gravity (full lines) and calculated curves (dotted lines). Right: corresponding isobath profiles of the Moho interface. Géochimie/ Geochemistry Interaction eau-roche au voisinage de l'équilibre : utilisation simultanée des éléments majeurs, des éléments traces et des isotopes Ibrahim HOUSSEIN, Gil MICHARD et Bernard DUPRÉ Résumé — Les isotopes, utilisés comme traceurs, associés aux éléments majeurs et à certains éléments traces qui ont les mêmes caractéristiques chimiques et géochimiques que ces derniers, permettent une meilleure discussion des différentes étapes de l'interaction
derniers, permettent une meilleure discussion des différentes étapes de l'interaction eau-roche. Water-rock interaction close to equilibrium: simultaneous use of major elements, trace elements and isotopes Abstract — The association of major elements, trace elements (having the same chemical and geochemical properties) and isotopes, used as tracers, leads to a better characterization of water-rock interaction steps. Abridged English Version — Previous studies ([6]-[7]) have shown that fluid equilibrium composition on contact with rock essentially depends on temperature and content of mobile ions (Cl-). In contrast to experiments carried out until now, we used starting solutions in which major cations (Na, K,
we used starting solutions in which major cations (Na, K, Ca, Mg, Al, Si and C) were calculated to be approximately in equilibrium with solid phases at temperature 180°C and fixed Cl On the one hand, concentration of potassium was disturbed in the starting solution (in excess or depleted), and on the other hand, the same element was isotopically marked in order to study reactions which occur during water-rock interaction. The rock used is a granite from Soultz (France). Considering the evolution of K concentration, we can note (Fig. 1) that: in all experiments, the K concentration reaches a steady-state
that: in all experiments, the K concentration reaches a steady-state value between 2 and 3 months at 180°C and Cl= 5 x 10-4 mol/l. The constant value is the same whatever the initial K concentration, at the beginning, the dissolution reaction prevails over precipitation, in all experiments. To understand better both processes of dissolution and precipitation the potassium, in the starting solution, is enriched in 39K, so its isotopic ratio 41K/39K (0. 001,4) is very different from that of rock (41K/39K = 0.070,5). The results are summarized in Figure 2 and can be interpreted as: — an ion-exchange, characterized by
and can be interpreted as: — an ion-exchange, characterized by an isotope-exchange where a 41K+ ion of the solution is replaced by a 39K+ coming from the rock. The slope of this reaction is -1, — a dissolution process with a slope of 0.070,5 and occurring without isotopic fractionation, a precipitation process, also without fractionation, characterized the evolution of concentration along straight line which crosses the origin. Figure 2 gives an estimate of the quantity of potassium coming from rock by ion-exchange (0.05 x 10-4 mol/kg) and by dissolution (5.6 x 10-4 mol/kg). The quantification of K from rock origin
x 10-4 mol/kg). The quantification of K from rock origin is improved by preliminary simulation of K concentration and isotope ratio versus time (Fig. 3). The best fit corresponds to 0.07 x 10-4 mol/kg of K (0.009% of rock K) by ion-exchange and 3x 10-4 mol/kg of K (0.4% of rock K) by dissolution. Note présentée par Jean-Louis LE MOUEL. 0764-4450/93/03160077 $ 2.00 Ié) Académie des Sciences This study can be complemented by using rubidium, a trace element having similar chemical properties as potassium. Particularly, K/Rb ratio is different between biotite (160), K-feldspar (500) and average granite (370). Figure 4,
biotite (160), K-feldspar (500) and average granite (370). Figure 4, which represents K = f (Rb), shows that these experimental data coincide with the point of average granite and exclude either preferential dissolution of K-feldspar or mica. The precipitation shows fractionation between K and Rb and an apparent partition coefficient of 0.8 + 0.05 is inferred when a simulation of K versus Rb is realized as the previous simulation of K and isotopic ratio versus time. These preliminary results indicate that isotopes associated with major and some trace elements can improve our understanding of reactions which occur during water-rock interaction
improve our understanding of reactions which occur during water-rock interaction and allow a better mass transfer quantification. INTRODUCTION. — Si la cinétique de dissolution de minéraux dans des solutions aqueuses loin de l'équilibre a récemment fait l'objet de nombreux travaux ([1]-[3]), les études d'interaction minéraux-solutions proches de l'équilibre ([4], [5]) et plus encore d'interaction roche-solutions proches de l'équilibre [5] sont rares. Nous présentons ici le principe et les résultats d'expériences d'étude d'un élément majeur particulier au cours de l'interaction eau-roche dans des conditions proches de l'équilibre et nous essaierons de montrer l'apport de l'étude simultanée des isotopes de cet élément
montrer l'apport de l'étude simultanée des isotopes de cet élément et d'élément trace associé géochimiquement et chimiquement. L'exemple choisi est celui du potassium, l'élément trace associé étant le rubidium. EXPÉRIENCES DE PERTURBATION DE L'ÉQUILIBRE. — Nos études précédentes ([6]-[7]) ont montré que la composition d'une eau au contact d'un granite évoluait vers un équilibre pour lequel les concentrations des éléments majeurs contrôlés (Na, K, Ca, Mg, Si, Al et C) étaient fixées par deux paramètres principaux : la température et la concentration des éléments mobiles (principalement Cl) présents dans la solution. Dans nos expériences présentes, la température et la concentration
solution. Dans nos expériences présentes, la température et la concentration d'éléments mobiles (Cl) étant fixées a priori, une composition d'équilibre peut-être approximativement calculée et la solution correspondante préparée. La solution calculée à l'équilibre présente un rapport Na/K élevé (= 25). Il en résulte qu'une modification de la concentration initiale en K d'un facteur 2 ou 3 n'entraîne qu'une faible variation relative du sodium (5 à 8 %) si l'on veut maintenir la concentration de Cl constante. La solution est mise en contact avec la roche (granite de Soultz) pendant un temps allant de quelques heures à 6 mois au cours
temps allant de quelques heures à 6 mois au cours desquels on suit l'évolution de la composition d'un ou plusieurs éléments. Si la composition de la solution est proche de l'équilibre, la roche s'est formée dans des conditions de températures différentes et elle n'est pas en équilibre. Il y aura transformation des minéraux primaires et formation de minéraux secondaires, ce qui induira des fluctuations de la concentration des éléments. Une telle fluctuation peut être amplifiée par le broyage qui crée des sites actifs. On complète cette étude en effectuant parallèlement des expériences dans lesquelles la solution initiale est enrichie ou
des expériences dans lesquelles la solution initiale est enrichie ou appauvrie en l'un des éléments majeurs. Ces expériences sont conduites à 180°C. Les résultats qui sont présentés ici (tableau et fig. 1) concernent le potassium. Les principaux enseignements que l'on peut retenir de la figure 1 sont : on revient au bout de 2 à 3 mois à une concentration constante de potassium, qui est la même quelle que soit la teneur en potassium dans la solution initiale, TABLEAU Données. Data. Perturbation de l'équilibre K (10-4 M) Isotopes Temps --—— — ~~-~~ ~**-'—-—(jours) Eq Exc Déf NT K (10-4 M)
— ~~-~~ ~**-'—-—(jours) Eq Exc Déf NT K (10-4 M) Rb (10-7 M) yK/41K 0 1,22 4,5 0 0 2,5 0 709 0,125 1 2,9 5,2 33,99 0,25 2 3,35 6,2 31,66 1 3 3,22 7,8 25,59 2 4 3.66 8,1 24.36 5 2,85 4,96 2,84 10 2,7 4,23 1,98 12 5 2,56 6,8 21,75 20 30 1,67 1,94 1,21 41 6 1,60 4,5 20,72 60. 1,37 1 90 6' 1,34 4,0 120 0.74 0.76 0.88 180 0,7 0,86 0,8 7 1,3 4,5 18,29 Eq = concentration de K de la solution initiale proche de l'équilibre, Exc = Excès de
la solution initiale proche de l'équilibre, Exc = Excès de K dans la solution initiale et Déf= défaut de K. Eq = K concentration of starting solution close to the equilibrium. Exc = K in excess in starting solution and Déf = K depleted. Fig. 1. — Évolution de la concentration de potassium en fonction du temps. Fig. 1. Evolution of potassium concentration versus time. — la réaction de dissolution l'emporte dans tous les cas en début d'expérience sur la réaction de précipitation, les quantités nettes mises en jeu sont relativement faibles si on se réfère à la phase dissoute,
relativement faibles si on se réfère à la phase dissoute, et négligeables si on se réfère à la phase solide. UTILISATION DES ISOTOPES. — La seule étude sur la concentration d'un élément dans la phase aqueuse ne permet pas de faire autre chose qu'un bilan dissolution moins précipitation. Comme on introduit du potassium dans la solution initiale, on peut marquer ce potassium pour le différencier de celui qui provient de la roche en utilisant une solution de potassium dont le rapport 41K/39K est très différent de celui du potassium naturel (0,0705). En utilisant des isotopes de strontium, Zuddas a étudié
(0,0705). En utilisant des isotopes de strontium, Zuddas a étudié le comportement du calcium et du strontium. Rappelons que le potassium présente 3 isotopes : le 39K (93,26 %), le 41K (6,73 %) et le 40K (0,01 %) qui est radioactif. On a utilisé une solution très enrichie en 39K (99,9) avec 41K/39K = 0,0014. Les expériences sont réalisées dans un autoclave en titane pour celles qui durent 2 mois et dans des tubes en or au-delà de 2 mois. La solution contenant les éléments majeurs à l'équilibre et un excès de K enrichi en 39K a été placée au
excès de K enrichi en 39K a été placée au contact du granite. La température de l'expérience est toujours 180°C. Des prélèvements ont été effectués au cours du temps et analysés en K total, 41K/39K et aussi en rubidium (voir chapitre suivant). Les mesures de rapports isotopiques ont été effectuées sur un spectromètre de masse au Laboratoire de Géochimie et Cosmochimie, la précision sur la mesure du rapport isotopique est de l'ordre 0,01 %. Le potassium total est analysé en émission de flamme sur un appareil d'absorption atomique (Hitachi 180-70) avec une précision de 3 %, et le rubidium est
avec une précision de 3 %, et le rubidium est mesuré sur le même appareil mais en absorption et en utilisant un four graphite (précision 10 %). On retrouve pour le K total (fig. 3) la même évolution observée que précédemment. Les résultats isotopiques peuvent être reportés dans un diagramme 41K = f (39K) (fig. 2). Rappelons d'abord que 41K = Ktotal/(1 + R) et 39K = Ktotal - 41K où R est le rapport isotopique 39K/41K. Dans ce diagramme, les principaux processus des réactions peuvent être représentés de façon simple : — le processus de mise en solution du
simple : — le processus de mise en solution du potassium (dissolution, échange de K avec H, ou Na etc.) de la roche, qui ne s'accompagne d'aucun fractionnement isotopique, se traduit par une évolution sur une droite de pente 0,0705, le processus de précipitation, également sans fractionnement, se traduit par une évolution de la composition de la solution le long d'une droite passant par l'origine, — un échange isotopique, où un ion 41K de la solution s'échange avec un ion 39K de la roche, se traduit par une droite de pente 1. L'évolution de la composition des isotopes 39K et
pente 1. L'évolution de la composition des isotopes 39K et 41K de la solution entre le début et la fin de l'expérience montre 3 étapes différentes : on observe entre l'échantillon 0 et le 1 une forte augmentation de 41K avec une augmentation faible de 39K, — ensuite entre les échantillons 1 et 4 on observe une augmentation de 39K et 41K. La pente de la droite est légèrement supérieure à 0,0705. — enfin à partir de l'échantillon 4 jusqu'à la fin d'expérience on observe une diminution de la concentration de 39K et 41K. À partir de l'évolution des cas
de 39K et 41K. À partir de l'évolution des cas simples que nous avons décrits précédemment nous pouvons proposer un schéma expliquant l'évolution observée : — Durant la première phase, il y aurait un échange d'ions rapide entre un ion 41K de la roche et un ion 39K de la solution expliquant l'augmentation dans la solution de 41K. — Dans la deuxième phase le phénomène dominant est la dissolution. L'augmentation du K total et la pente dans le diagramme 2 voisine de 0,0705 sont en faveur de ce mécanisme. Dans la troisième partie c'est la précipitation qui l'emporte entraînant une
la troisième partie c'est la précipitation qui l'emporte entraînant une diminution de 41K et 39K. Le fait que le rapport isotopique continue à évoluer entre le point 4 et le point 7 indique que le processus de précipitation n'est pas le seul à jouer mais qu'il continue à se produire de la dissolution de la roche. Pour résumer, l'analyse qualitative des données obtenues s'explique par la superposition de trois mécanismes distincts ayant des constantes de temps différents : l'échange d'ion, la dissolution et la précipitation. On peut également estimer approximativement les quantités de potassium mises en jeu par les deux
les quantités de potassium mises en jeu par les deux premières réactions : 0,5.105 mol/kg pour l'échange soit 0,007 du K total de la roche (intersection entre la droite de pente -1 passant par la solution initiale, point 0, et celle de la dissolution de pente 0,0705 passant par l'échantillon 1), 5,6. 10-4 mol/kg pour la dissolution soit 0,75 du K total de la roche (intersection entre la droite de dissolution passant par le point 1 et celle de la précipitation passant par le point 7 en supposant qu'il représente l'état stationnaire). Ces quantités mises en jeu et la cinétique
l'état stationnaire). Ces quantités mises en jeu et la cinétique des différentes réactions peuvent être précisées par une modélisation de l'évolution du K total dissous et du rapport isotopique du K de la solution en fonction du temps. Dans cette étude préliminaire, nous n'avons envisagé que des réactions de 1er ordre : = K0 a e p (K Kéq) où α est la constante cinétique de dissolution, P est la constante cinétique de précipitation, Ko est la quantité de potassium qui provient de la roche et Kéq est la concentration de potassium à l'équilibre. En outre la modélisation considère uniquement
de potassium à l'équilibre. En outre la modélisation considère uniquement des échanges entre roche et solution et ne tient donc pas compte d'éventuels échanges solution-solide néoformé. L'accord des données isotopiques et de concentrations avec le modèle, comme on peut voir sur la figure 3, est satisfaisant si on utilise un terme d'échange rapide. Avec ce modèle nous obtenons un temps de demi-réaction de l'ordre de 2 jours pour la réaction de dissolution et de 8 jours pour la réaction de précipitation. Le résultat de la modélisation a conduit aux valeurs suivantes pour les quantités de K mises en jeu par
suivantes pour les quantités de K mises en jeu par les différentes réactions : 0,7.10-5 mol/kg de K échangé soit 0,009 du K de la roche, — 3.10-4 mol/kg de K pour la dissolution soit 0,4 K de la roche. Ces valeurs sont peu différentes de celles obtenues par la méthode précédente. Enfin les constantes de vitesse sont liées au modèle de réaction proposée et donc pourraient être relativement différentes si l'on envisageait d'autres réactions. Compte tenu de la surface spécifique (0,829 m2/g) du broyat de la roche utilisée, le pourcentage de potassium dissous correspond à une épaisseur moyenne de
pourcentage de potassium dissous correspond à une épaisseur moyenne de 1,86. 109 m pour la couche ayant subi l'altération. DONNÉES APPORTÉES PAR L'ÉTUDE DU RUBIDIUM. La constance des rapports 41K/39K dans les minéraux de la roche et l'absence de fractionnement isotopique ne permettent pas de déterminer quels sont les minéraux sources de potassium, ni quel est le(s) minéral(ux) qui se forme(nt) à partir de la solution. On peut tenter de répondre à ces questions en utilisant le rubidium. Cet élément a des propriétés chimiques et physicochimiques très proches de celles du potassium. Néanmoins le rapport K/Rb des différents minéraux du
du potassium. Néanmoins le rapport K/Rb des différents minéraux du granite est sensiblement différent allant de 500 pour le feldspath potassique à 160 pour la biotite, dans le granite de Soultz. Le rapport moyen du granite est de 370. En outre lors de la néoformation des minéraux, Rb et K se fractionnent par rapport à la solution. Un diagramme Rb = f (K) pourra être utilisé de la même façon que le diagramme 41 K=f (39K) précédemment introduit. Comme dans le diagramme des isotopes : — l'échange d'ion Rb/K se traduira par une droite de pente 1 (l'échange Rb/Na, Rb/H
traduira par une droite de pente 1 (l'échange Rb/Na, Rb/H se traduira par une droite verticale peu différente), la dissolution de la roche se traduira par une droite dont la pente sera le rapport Rb/K de la fraction de la roche qui se dissout, — quant à la précipitation, elle se fait avec un fractionnement que l'on peut représenter par un coefficient de partage apparent D défini par : d(Rb)/d(K) = d[Rb]/( d[ K]) = D [Rb]/[K] où (X) représente la quantité précipitée par kilogramme de solution et [X] la molalité des ions dissous. La figure 4 montre : 1)
molalité des ions dissous. La figure 4 montre : 1) que dans un premier temps une certaine quantité de Rb de la roche s'est échangée avec des cations de la solution. Cette quantité peut être chiffrée à 3,5.10-7 mol/kg de Rb soit 0,02 du Rb de la roche, 2) que la phase de dissolution donne une pente K/Rb de 330 très proche de la valeur moyenne de la roche, et ne correspond ni à une dissolution préférentielle de la biotite ni du feldspath potassique, 3) la précipitation de Rb correspond à une coprécipitation avec le potassium avec fractionnement, caractérisé par
à une coprécipitation avec le potassium avec fractionnement, caractérisé par un coefficient de partage D égal à 0,8 + 0,05. Ce coefficient dont on ne peut préciser s'il est cinétique ou d'équilibre pourrait néanmoins être comparé avec des expériences où le minéral néoformé serait identifié. On pourrait alors préciser éventuellement la nature du minéral qui se forme au cours de cette expérience. CONCLUSION. — Cette première étude, qui associe dans des expériences de perturbation d'équilibre les isotopes de l'élément « perturbé » et un élément trace qui lui est étroitement lié, montre les potentialités de cette méthode pour identifier les
lié, montre les potentialités de cette méthode pour identifier les principales réactions qui se produisent et estimer la durée nécessaire pour chacune de ces réactions. Des études similaires comportant plus de points de mesure seraient susceptibles de fournir des modélisations plus élaborées. Cela permettrait d'identifier les différentes réactions avec plus de certitude et de déterminer leurs caractéristiques quantitatives avec plus de précision. Nous remercions Françoise Capmas pour les mesures isotopiques et Marc Evrard, Dominique Lavergne et Monique Pepe pour les analyses des éléments. Contribution de l'I.P.G. n° 1229 et de D.B.T./I.N.S.U. n° 515. Note remise le 22 octobre 1992, acceptée