jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
à la concentration du Fe2+, qui est substitué au zinc dans les sites tétraédriques du réseau cristallin. (Rd 50) est donc une bonne signature spectrale du fer dans ces minéraux. Ce résultat intéresse la géochimie des gisements dans la mesure où la teneur en fer des sphalérites, qui se mesure beaucoup plus facilement par cette méthode qu'à la microsonde électronique, est utilisée comme indicateur des conditions de formation d'un gisement. De fait, l'étude montre que Rj 50 varie entre 30 et 80% pour les sphalérites issues des gîtes stratiformes, et entre 10 et 50% pour celles de gîtes liés au
entre 10 et 50% pour celles de gîtes liés au socle. Spectral signature of tetrahedrally coordinated Fe2+ in sphalérites. Geochemical implications Abstract — Diffuse réflexion (Rd) spectra recorded in the visible range under a microscope on powdered iron-rich sphalérites (>0.1 wt.%) show that the diffuse réflexion value, measured for instance at 650 nm (Rj50), is inversely proportional to the concentration of substitutional Fe2+ in sphalerite. This method, easier and faster than with an électron microprobe, is of some interest for the geochemistry of ore deposits, since the iron content in this sulfide is used as an indicator of the genetic
this sulfide is used as an indicator of the genetic conditions of an ore deposit. Actually, the study shows that Rj50 varies between 30 and 80% for sphalérites issued from stratabound deposits, and between 10 and 50% for those set in the basement. Abridged English Version — Diffuse reflection spectroscopy [6] of 29 powdered sphalérites with various Fe2+ contents substituted to Zn in tetrahedral sites, has been performed, in order to find a correlation which could be easily used, without microprobe analyses, for geochemical applications. The samples studied were collected in deposits located along the southern rim of the French
in deposits located along the southern rim of the French Massif Central. The Pb-Zn mineralizations of this area belong to two main groups, located in two different geological levels: stratabound deposits, included in the ante-Triassic basement, and veins inserted in the Mesozoic cover. Veins sometimes intrude together in basement and cover. The samples have been analyzed by atomic absorption spectrometry and by mass spectrometry, for their minor and trace elements. TECHNIQUES. — The microphotometric apparatus [4] is an ore reflected light microscope, fitted with a dark field objective. A grating monochromator provides a coloured light ranging from 400 to 800
monochromator provides a coloured light ranging from 400 to 800 nm (bandwidth = 3 nm) illuminating few milligrams of the powdered sample (grain size = 40-80 μm) set on the stage of the microscope. The diffuse reflected beam is collected by a photomultiplier, superimposed on the ocular, and linked to a voltmeter. RESULTS. — The diffuse reflection spectra are presented in (Fig. 1), for three different Fe contents. These spectra are relatively monotonous, holding two smooth shoulders attributed to electronic transitions of Fe2+ in tetrahedral sites of the crystals [2]. Diffuse reflection Rd, which is inversely proportional to the absorption
Diffuse reflection Rd, which is inversely proportional to the absorption coefficient, following the Kubelka-Munk relation [5], depends on the amount of iron substituted to Zn in the tetrahedral sites of sphalerite. As a matter of fact, Fe2+ leads to Fe2+-S2- charge transfers [1], giving a strong absorption band centered in the UV [7], the low energy edge of which covers a wide part of the visible spectrum: the higher the Fe content, the stronger this absorption, and the weaker is the diffuse reflection. The maximum deviation between the three spectra is reached for the wavelength at which the sensitivity of
is reached for the wavelength at which the sensitivity of the photomultiplier is best, that is around 650 nm. This wavelength has been selected to establish a correlation between the Fe2+ contents and the diffuse reflection values. Figure 2 shows this correlation (confidence coefficient = 98.7%, Student-Fisher test) for the 29 samples of sphalérites. Diffuse reflection value at 650 nm seems to be a good spectral signature of Fe2+ substituted to Zn in sphalérites. DISCUSSION. — Mössbauer data indicate that iron sphalérites contain only Fe2+ ions, and no Fe3+, substituting in regular tetrahedral sites [8]. However, factorial analyses performed [9]
in regular tetrahedral sites [8]. However, factorial analyses performed [9] for other divalent cations (Co, Ni, Hg, Mn, Cd), frequently substituted in the crystal sites, have shown that the correlation is neither significantly modified by these substitutions, nor by micro-inclusions of other minerals in the crushed sphalérites samples. On the other hand, the grain size of the powders influences their total diffuse reflection value, according to the Kubelka-Munk theory [5], so that all the measurements must be performed with identical grain size range. In Figure 2, a trend appears: a classification following the type of ore deposits shows that Rj
classification following the type of ore deposits shows that Rj for 650 nm varies between 30 and 80% for sphalérites linked to stratabound deposits, and between 10 and 50% for the samples related to basement veins. The genetic conditions imply this sorting, since many studies [3], [10], [11], [12] have shown that the iron content in sphalerite depends on the thermobarometric conditions of the formation of the deposit. This spectrometric method, much faster than the electron microprobe, provides an easy access to the iron content in sphalérites, and to the probable genetic origins of these sulfides. En effet, Scott et
probable genetic origins of these sulfides. En effet, Scott et Kissin [3] ont démontré que la quantité de Fe2+, substitué au zinc dans le réseau cristallin de la sphalerite, constitue un baromètre suffisant dans la pratique, bien que d'autres paramètres interviennent, tels que les pressions partielles de soufre et d'oxygène, et la température. Il était donc intéressant de déterminer cette quantité par la mesure de la réflectance diffuse d'échantillons provenant de gisements variés, et de tenter de corréler cette grandeur, facilement accessible, au type de gisement. 2. TECHNIQUES EXPÉRIMENTALES. — 2.1. Spectrométrie en réflexion diffuse. — Dans le cas général,
2.1. Spectrométrie en réflexion diffuse. — Dans le cas général, les sphalérites naturelles ne présentent pas une qualité optique suffisante sur des surfaces millimétriques pour permettre des enregistrements de spectres en transmission. Une méthode indirecte a donc été utilisée, consistant à déterminer le spectre de réflectance diffuse sur quelques milligrammes de l'échantillon réduit en poudre (granulométrie comprise entre 40 et 80 um). L'appareil utilisé est alors un microspectrophotomètre original, dont les caractéristiques et les performances ont été publiées par ailleurs [4]. Le monochromateur à réseau (AX = 3 nm) fournit un spectre de 400 à 800 nm. L'échantillon en poudre
un spectre de 400 à 800 nm. L'échantillon en poudre est placé sur la platine du microscope, et sa réflectance est mesurée, avec un photomultiplicateur, par rapport à un étalon de sulfate de baryum (Eastman White Reflectance Standard). Du spectre de réflectance diffuse R, obtenu, on tire simplement le spectre d'absorption fe de la sphalerite en employant la fonction f(r) de Kubelka-Munk [5]: où s est un coefficient de diffusion, dépendant de la granulométrie de la poudre, mais constant vis-à-vis de la longueur d'onde de mesure, pour des granulométries supérieures à deux fois cette longueur d'onde [6]. La fonction f(r)
à deux fois cette longueur d'onde [6]. La fonction f(r) est couramment appelée « fonction de rémission ». Dans ces conditions, la relation de Kubelka-Munk en réflectance diffuse est analogue à celle de Beer-Lambert I = l0e~lk, appliquée en spectrométrie par transmission, où I0 et I sont les intensités respectives du faisceau incident et du faisceau ayant traversé une épaisseur / d'un matériau dont le coefficient d'absorption est fe. Fig. 1. — Spectres de réflectance diffuse Rd de trois sphalérites, ayant différentes teneurs (poids %) de Fe2+ en site tétraédrique. R, diminue quand Fe2+ augmente, du fait de l'influence accrue
R, diminue quand Fe2+ augmente, du fait de l'influence accrue des transferts de charge Fe2+-S2~. Fig. 1. — Diffuse reflectance (Rd) spectra of three samples of sphalerite with different Fe2+ content (wt.%) in tetrahedral sites. Rd decreases as Fe2+ increases, due to increasing Fe2+-S2~ charge transfers. Fig. 2. — Variation de la réflectance diffuse R, à 650 nm de sphalérites d'origine variée, en fonction de leur teneur en Fe2+ (poids %, échelle logarithmique) substitué à Zn dans les sites tétraédriques (coefficient de corrélation : 98,7%). ST = gisement stratiforme; FSC = filons traversant socle et couverture; FS = filons dans
= filons traversant socle et couverture; FS = filons dans le socle. Fig. 2. — Variation of the diffuse reflectance at 650 nm of various sphalérites, versus their Fe2+ content (wt.%, logarithmic scale), substituted to Zn (correlation coefficient: 98.7%). ST= stratabound deposits; FSC = veins intruding basement and cover; FS = basement veins. TABLEAU Nom et type morphologique des gisements dont sont issues les sphalérites, pour lesquels sont fournies la teneur en fer et la valeur de réflectance diffuse à 650 nm. Name and type of the deposits from which the sphalérites are issued. Iron contents and diffuse reflectance values
the sphalérites are issued. Iron contents and diffuse reflectance values of the sphalérites are given. Réflectance Teneur en fer diffuse à 650 nm Nom du gisement Type morphologique (poids %) (%) La Rabasse Filon de socle 12,20 12,3 Salsigne Filon de socle 7,30 28,5 et amas lenticulaire La Cabarède (481 dA) Filon de socle 6,40 20,9 Le Brusque (2) Amas stratiforme 3,79 38,2 et lentilles Largentière (Valpierre) Amas stratiforme 3,32 39,1 et lentilles Peux Filon de socle 3,05 29,6 La Cabarède (481 dB) Filon de socle 2,96 31,8 Saint-Salvy (443 d) Filon de socle 2,65 32,9 La Caunette Filon de
d) Filon de socle 2,65 32,9 La Caunette Filon de socle 2,37 37,5 Saint-Salvy (C) Filon de socle 2,34 47,8 Villefranche de Rouergue (La Vergnole) Filon de socle 2,18 53,9 Figeac (Fi 1) Amas stratiforme 2,17 44,7 Villefranche de Rouergue (Vialardel) Filon de socle 2,05 42,0 Villefranche de Rouergue (La Baume) Filon de socle 1,95 40,7 Largentière (L25) Amas stratiforme 1,94 49,9 et lentilles Camprafaud Filon de socle 1,82 63,6 Figeac (Fi 2) Amas stratiforme 1,51 53,7 Largentière (L26) Amas stratiforme 1,19 53,6 et lentilles Le Minier du Tarn Filon socle 1,17 49,8 et couverture Gatuzières Filon 125° 1,12 36,2
socle 1,17 49,8 et couverture Gatuzières Filon 125° 1,12 36,2 Trêves (DC29) Amas stratiforme 1,02 54,6 Villemagne Filon socle 1,00 49,2 et couverture Les Malines (amas obélix) Amas stratiforme 0,91 39,9 Les Agudes (Agi) Filon de socle 0,68 40,1 Trêves (DC33) Amas stratiforme 0,58 75,4 Boussagues (Pb2) Filon socle 0,55 57,8 et couverture Saint-Jean de Buègue Amas stratiforme 0,19 75,7 Les Malines (Baumettes BM8) Amas stratiforme 0,14 79,1 Les Malines (Baumettes BM 1) Amas stratiforme 0,05 82,6 3. ÉCHANTILLONS. — La corrélation entre teneur en fer et réflectance diffuse a été étudiée sur des sphalérites provenant d'une trentaine de gisements
été étudiée sur des sphalérites provenant d'une trentaine de gisements et indices de la bordure sud du Massif Central, France. Sans entrer dans des détails métallogéniques, les minéralisations Pb-Zn de cet ensemble complexe appartiennent à deux grands groupes situés dans des niveaux géologiques différents: — les gisements du premier groupe sont liés à l'histoire du socle anté-Triasique; il s'agit soit de corps stratiformes (ST), soit de filons inclus dans ce socle (FS); — les gisements du deuxième groupe se rencontrent dans la couverture Mésozoïque; ce sont des gîtes stratiformes (ST) ou des gisements filoniens. Ces filons peuvent, mais non toujours,
ou des gisements filoniens. Ces filons peuvent, mais non toujours, recouper à la fois le socle et la couverture (FSC). Le tableau fournit l'origine des échantillons, le type morphologique du gisement, ainsi que les teneurs en fer et les valeurs de réflectance diffuse des sphalérites étudiées. 4. RÉSULTATS EXPÉRIMENTAUX. Les spectres de réflectance diffuse obtenus sur les poudres calibrées des sphalérites provenant du Massif Central permettent de déterminer leur teneur en fer divalent substitué au zinc. La substitution Zn2+-Fe2+ a fait l'objet de nombreuses études spectroscopiques en transmission, et il n'est pas nécessaire d'en rappeler les bases cristallochimiques. Par contre,
n'est pas nécessaire d'en rappeler les bases cristallochimiques. Par contre, il est intéressant d'en tirer une application simple à la géochimie du fer dans les sphalérites. La figure 1 montre trois spectres (domaine visible) de réflectance diffuse Rd de sphalérites contenant des proportions variables de Fe2+, déterminées par spectrométrie d'absorption atomique (analystes : M. C. Sichère et H. Vachey). 4.1. Interprétation des spectres. — Depuis l'ultraviolet jusque vers 500 nm, la faible réflectance est due à l'absorption fondamentale liée au réseau de ZnS, à laquelle s'ajoute, en présence de Fe2+, une absorption de transfert de charge Fe2+-S2-. Ces transferts de
une absorption de transfert de charge Fe2+-S2-. Ces transferts de charge créent donc une bande d'absorption forte centrée dans l'ultraviolet et adjacente à la bande d'absorption fondamentale. Le flanc basse énergie de ce deuxième type d'absorption empiète sur le domaine visible jusque vers 700 nm. Les spectres sont relativement monotones, les légères ondulations supportées par ce flanc étant liées à des transitions de Fe 2+ en site tétraédrique [1]. 4.2. Corrélation entre réflectance diffuse et teneur en fer dans les sphalérites. « Signature spectrale » du fer divalent tétracoordonné. — C'est vers 650 nm, domaine de sensibilité maximale du photomultiplicateur
C'est vers 650 nm, domaine de sensibilité maximale du photomultiplicateur du microphotomètre, que les spectres présentent la plus grande différence en fonction de la teneur en fer. Les valeurs de la réflectance diffuse à 650 nm de poudres des 29 sphalérites (granulométries 40-80 µm) sont donc exprimées, sur la figure 2, par rapport à leurs teneurs en fer divalent (échelle logarithmique). Selon la loi de Kubelka-Munk, la réflectance diffuse Rd varie comme l'inverse du coefficient d'absorption k, et diminue donc quand la teneur en Fe2+ augmente, du fait de l'influence accrue des transferts de charge. 4.3. Discussion. Influence d'autres éléments
accrue des transferts de charge. 4.3. Discussion. Influence d'autres éléments en traces. — Des données Mössbauer indiquent [8] que, dans les sphalérites contenant du fer, celui-ci se trouve uniquement sous forme divalente dans les sites tétraédriques du réseau cristallin, dont la méthode exposée ici permet d'explorer le contenu. Une étude parallèle [9] avait montré, grâce à des analyses factorielles effectuées sur l'ensemble des éléments à l'état de traces, analysées par spectrométrie de masse, que le fer était corrélé à d'autres cations divalents, en particulier Co, Ni, Hg, Mn, et Cd, substitués dans les sites tétraédriques du réseau cristallin. Des impuretés
substitués dans les sites tétraédriques du réseau cristallin. Des impuretés de composés du fer peuvent aussi s'exprimer sous forme d'inclusions. Ces substitutions et ces inclusions, si elles existent à une échelle infra-microscopique, ne semblent pas perturber la corrélation, à abscisse logarithmique, qui apparaît sur la figure 2, et qui possède un bon degré de confiance (98,7%, test de Student-Fisher). La réflectance diffuse à 650 nm, mesurée sur des poudres de même granulométrie, est donc une bonne signature spectrale du fer substitué au zinc dans le réseau de la sphalerite. 4.4. Influence du type de gisement. — Sur la figure 2,
Influence du type de gisement. — Sur la figure 2, on a distingué les sphalérites du Massif Central étudiées en fonction de leur gisement d'origine : — ST : gisements stratiformes; — FS : gisements filoniens sécants dans le socle; — FSC : gisements filoniens sécants dans le socle et la couverture. Bien que fondée sur une statistique relativement faible (29 points), cette distinction fait apparaître une tendance : en effet, la réflectance diffuse des sphalérites d'amas stratiformes est en moyenne nettement plus élevée (Rd compris entre 30 et 80%) que celles qui sont liées au socle (Rd compris entre
que celles qui sont liées au socle (Rd compris entre 10 et 50%), ce qui, bien évidemment, traduit des différences de teneur en fer divalent. On retrouve ici les discussions sur les aptitudes géothermobarométriques du fer dans les sphalérites. On sait que Kullerud [10] a fait de ce métal un géothermomètre utilisable pour différents types de gisements. Barton et Toulmin [11], puis Scott et Barnes [12], enfin Scott et Kissin [3], ont ensuite démontré expérimentalement que Fe2+ dans la sphalerite, tamponné par la composition de la pyrrhotite Fe1-xS avec laquelle elle est en équilibre, dépendait assez peu de la température
elle est en équilibre, dépendait assez peu de la température entre 300 et 600°C mais, par contre, que l'effet de la pression était suffisamment sensible pour permettre au fer divalent d'être un géobaromètre utile. La tendance révélée sur la figure 2 n'est donc pas fortuite : le classement qui s'y opère en fonction du type de gisement ne fait que traduire des différences génétiques, auxquelles la valeur de réflectance diffuse permet de remonter. 5. CONCLUSION. — La réflectance diffuse, mesurée simplement à 650 nm au microscope sur quelques milligrammes de poudre, constitue un moyen facile de la détermination quantitative du
poudre, constitue un moyen facile de la détermination quantitative du fer substitué au zinc dans les sphalérites, sur de grandes séries d'échantillons, beaucoup plus simplement qu'avec une microsonde électronique. Cela permet aussi de déduire l'origine génétique probable de ces sulfures, et d'avoir une idée des conditions barométriques de la formation du gisement qui les contient. Note reçue le 27 juin 1988, acceptée le 9 septembre 1988. Bibliographie [1] A. S. MARMORFIN, In Physics of minerals and inorganic materials, Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, 1970, 340 p. [2] R. G. BURNS, In Mineralogical applications of crystal field theory, Cambridge University Press,
In Mineralogical applications of crystal field theory, Cambridge University Press, London, New York, 1970, 224 p. [3] S. D. SCOTT et S. A. KISSIN, Econ. Geology, 68, 1973, p. 475-479. [4] B. CERVELLE, M. CHAYE-D'ALBISSIN, G. GOUET et R. VISOCEKAS, Tectonophysics, 89, 1982, p. 379-397. [5] W. W. WENDLANDT et H. G. HECHT, In Réflectance spectroscopy, Interscience, New York, 1966, 298 p. [6] R. W. FREI et J. D. MCNEIL, In Diffuse reflectance spectroscopy in environmental problem-solving, CRC Press, Cleveland, U.S.A., 1973, 220 p. [7] A. N. PLATONOV et A. S. MARMORFIN, Geochim. Internat., 5, 1968, p. 245-260. [8] D.
S. MARMORFIN, Geochim. Internat., 5, 1968, p. 245-260. [8] D. J. VAUGHAN et J. R. CRAIG, In Chemistry of Metal Sulfides, Cambridge University Press, UK, 1978, 493 p. [9] N. DRIN, Thèse, Université Pierre-et-Marie-Curie, Paris, 1979. [10] G. KULLERUD, Norsk Geol. Tidsskr. 32, 1953, p. 61-147. [II] P. B. BARTON et P. TOULMIN, Econ. Geology, 61, 1966, p. 815-849. [12] S. D. SCOTT et H. L. BARNES, Econ. Geology, 66, 1971, p. 653-669. Laboratoire de Minéralogie-Cristallographie, associé au C.N.R.S., Universités Pierre-et-Marie-Curie et Paris-VII, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p.
C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1455-1458, 1988 1455 Géologie/Geo/ogy Les pyroxènes, marqueurs de la déformation dans les péridotites sur l'exemple de l'ophiolite de Spongtang, Ladakh-Himalaya Dominique NIORTHE et Ingrid REUBER Résumé — On applique à des pyroxènes dans des péridotites déformées (ophiolite de Spongtang, Ladakh-Himalaya) les méthodes d'analyse de la déformation : autocorrélation [1] et R^O K [2]. La concordance des résultats des deux méthodes permet une estimation de la valeur minimale du taux de déformation. Ceci constitue un premier pas en ce qui concerne la quantification de la déformation dans les péridotites. Pyroxènes as
la quantification de la déformation dans les péridotites. Pyroxènes as deformation markers in peridotites, from the Spontang ophiolite, Ladakh-Himalaya Abstract — After recalling the methods of strain analysis (point-to-point [1], Ry/0 [2]) and their major differences, their application is tested on special markers: pyroxènes in deformed peridotites from the Spontang ophiolite Ladakh-Himalaya. The two methods show similar results concerning strain ellipses. This does not necessarily record the final strain ratio but its minimal value. These methods introduce a new approach in peridotite deformation. INTRODUCTION. — La quantification de la déformation dans les péridotites se heurte à des problèmes d'homogénéité du
dans les péridotites se heurte à des problèmes d'homogénéité du milieu et de la déformation [3] et de géométrie des minéraux marqueurs de la déformation [4]. En effet les spinelles se boudinent ou s'exfolient des pyroxènes et l'olivine se distribue en pseudo-réseaux ([4] et [5]). Dans ces cas le traitement par la méthode de Fry [1] présente un ou des alignements mais pas de zone elliptique au centre. Il est malgré tout possible d'évaluer le taux de déformation grâce à l'orientation des alignements par rapport à la foliation, ceci dans le cas d'une structure porphyroclastique [4]. Après Fessais entre les
le cas d'une structure porphyroclastique [4]. Après Fessais entre les divers minéraux (spinelles, pyroxènes et olivine) [6], les pyroxènes s'avèrent donner les résultats les plus complets et les plus cohérents : la méthode de Fry appliquée aux centres des objets ne présente pas d'alignements (distribution homogène des minéraux) et il est possible d'éprouver plusieurs méthodes pour un même objet. MÉTHODES. — Les échantillons sont soit prélevés sur le terrain sous forme de roches orientées, soit constitués par des décalques de pyroxènes sur l'affleurement pris dans des plans les plus proches des plans structuraux (plan a: XY, plan b: XZ, plan
des plans structuraux (plan a: XY, plan b: XZ, plan c: XZ). Dans le cas de roches prélevées, celles-ci sont sciées dans les plans structuraux et décolorées à HCL N/10 pour faire apparaître les pyroxènes [4] qui sont ensuite décalqués (fig. 1). On assimile la forme des pyroxènes à des ellipses dont on trace les grands et petits axes. Si on observe des pyroxènes boudinés (pull apart), on réunit dans la même ellipse les grains séparés. Plusieurs méthodes d'analyse de la déformation sont applicables [6]: autocorrélation ponctuelle (Fry) [1], méthode Ry/0 [2], fonction de projection [7] et autocorrélation des surfaces
Ry/0 [2], fonction de projection [7] et autocorrélation des surfaces [8]. Nous utiliserons les deux premières, les plus classiques. La méthode Ry/0 [2] (rapport axial final : Rf en fonction de l'angle d'orientation 0 du grand axe) analyse la déformation grâce à la forme des marqueurs (rapports axiaux et orientations) et non pas à leur position. Elle ne mesure que la déformation des objets elliptiques et ignore donc la déformation de la « matrice ». À l'inverse de la précédente la méthode de Fry [1] s'applique à des points virtuels et analyse la répartition spatiale des marqueurs et non pas
et analyse la répartition spatiale des marqueurs et non pas leurs formes (nous utiliserons le centre des ellipses représentant les pyroxènes). Elle mesure la déformation de la matrice. La digitalisation des extrémités des axes des ellipses permet un calcul du barycentre de chacun des objets. L'informatisation des deux méthodes [6] à partir du même échantillon digitalisé permet d'éviter des erreurs dues à deux digitalisations successives pour chacune des méthodes, erreurs d'orientation ou erreurs de pointages des centres (calculés manuellement). EXEMPLES. — Nous illustrerons l'application de ces méthodes par deux échantillons (Sp2 et Sp41) pris dans la zone de cisaillement horizontal