Les magmas primaires basaltiques issus de la fusion du manteau

Hervé Bertrand

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon - Université Lyon 1

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

11/12/2015

Résumé

Les magmas primaires mantelliques : paramètres et contextes de fusion, variabilité chimique et isotopique.


Fusion partielle du manteau terrestre et magmas primaires basaltiques

Un magma "primaire" est un liquide (de composition silicatée dans la plupart des cas) directement issu de la fusion partielle d'un matériau solide (manteau supérieur ou croûte).

Nous nous intéresserons ici aux conditions de fusion partielle d'un solide mantellique (péridotite) à l'origine des magmas primaires basaltiques dont la diversité de composition est à l'origine des séries classiques alcaline, calco-alcaline et tholéiitique.

Nous n'aborderons pas ici les modes de fusion particuliers, impliquant le manteau et/ou la croûte, susceptibles de produire des magmas non basaltiques qu'ils soient andésitiques primaires, adakitiques, acides ou carbonatitiques (cf., par exemple, Les réactions de fusion : un autre point de vue sur la formation des magmas par fusion partielle ). Nous n'aborderons pas non plus les processus d'évolution (cristallisation fractionnée, contamination, mélange) que ces magmas primaires peuvent subir par la suite (cf., entre autres, Il ne faut pas confondre granite et granite , Vade-mecum sur l'origine des granites ).

À l'équilibre, le manteau supérieur (constitué de péridotite) est à l'état solide. Les conditions de pression (P) et de température (T) ne permettent pas sa fusion comme l'illustre le diagramme ci-dessous (figure 1) dans lequel on représente le géotherme moyen (évolution de la température en fonction de la pression - donc de la profondeur ), ainsi que le solidus de la péridotite. Ce solidus est la courbe qui sépare le domaine de stabilité de la péridotite à l'état solide du domaine de coexistence solide-liquide, pour lequel la péridotite connaît une fusion partielle.

Figure 1. Géothermes terrestres, solidus et liquidus de la péridotite

Géothermes terrestres, solidus et liquidus de la péridotite

À "basses" pressions et température, la péridotite est solide. Lorsque le solidus est franchi (vers les hautes températures ou les basses pressions), coexistent la péridotite solide et un liquide de fusion : de telles conditions ne sont pas réalisées dans les cas présentés ci-dessus, à l'aplomb d'un craton continental ou d'une plaine abyssale. Pour avoir une péridotite entièrement liquide, il faudrait franchir le liquidus, conditions jamais atteinte dans le manteau.

Plag = plagioclase - Sp = spinelle - Gt =grenat.


Pour que des magmas primaires soient produits, il faut qu'un déséquilibre thermodynamique s'instaure localement au sein du manteau, permettant sa fusion partielle (i.e. créer des conditions pour que le géotherme "local" intecepte le solidus ou vice-versa ). Il en résulte la production de liquide (magma primaire basaltique) dont la proportion augmente quand on s'éloigne du solidus en direction du liquidus ( i.e. lorsque le degré de fusion augmente). Dans les conditions terrestres, le liquidus (courbe au-delà de laquelle la péridotite est totalement fondue) n'est jamais atteint ; c'est la raison pour laquelle on parle de fusion partielle et c'est également pour cette raison que les magmas primaires sont de composition basaltique (notion de fusion incongruente et de fractionnement chimique) et non péridotitique (seule une fusion totale permettrait au magma obtenu d'avoir la même composition que la péridotite source).

Nous allons donc voir dans quelles conditions une fusion partielle de la péridotite est possible et quels paramètres contrôlent ou décrivent cette fusion, avant de les replacer dans les principaux contextes géodynamiques.

Les paramètres de la fusion

Plusieurs paramètres contrôlent la fusion partielle et la composition chimique du magma primaire obtenu.

Les conditions de fusion de la péridotite

Il existe trois conditions principales expliquant le franchissement du solidus et, donc, la fusion partielle du manteau : décompression (à température quasi-constante), adjonction d'un fondant, hausse de température (à pression constante). Ces conditions sont illustrées sur la figure 2, ci-dessous.

Figure 2. Conditions de fusion partielle de la péridotite mantellique

Conditions de fusion partielle de la péridotite mantellique

1) Par décompression adiabatique (décompression sans échange de chaleur avec l'extérieur), une péridotite peut atteindre le solidus et commencer à fondre. Cela implique une remontée de matériel un peu plus chaud et moins dense que son encaissant se faisant de manière suffisamment "rapide" pour ne pas avoir le temps de se rééquilibrer thermiquement avec le manteau environnant. De telles conditions sont notamment réalisées lorsque le manteau supérieur asthénosphérique remonte à l'aplomb des dorsales.

2) L'hydratation du manteau déplace son solidus du solidus "sec" (péridotite anhydre) vers un solidus "hydraté" (péridotite plus ou moins saturée en eau) dont la température de début de fusion est d'autant plus abaissée que l'ajout d'eau est plus important. L'eau joue le rôle de fondant (analogie avec l'industrie métallurgique et verrière.) qui abaisse la température de début de fusion. À des conditions P-T données, une péridotite peut donc passer progressivement du domaine solide au domaine de fusion partielle par hydratation progressive du simple fait du "déplacement" de son solidus vers des températures moindres. Ces conditions sont principalement réalisées dans les zones de subduction où la déshydratation de la lithosphère océanique subduite apporte au "coin de manteau" sus-jacent des fluides aqueux jouant le rôle de fondant.

3) Le moyen intuitivement le plus simple pour favoriser la fusion d'un corps, à pression constante, est d'en augmenter la température (par apport de chaleur). Ce cas, certainement le moins fréquent pour le manteau, est envisageable par exemple lors d'un apport de chaleur à la base du manteau lithosphérique par un panache mantellique (plus chaud).

Le degré de fusion partielle

Étant donné que la fusion est toujours partielle (puisque, rappelons-le, le liquidus de la péridotite n'est jamais atteint dans le manteau) et du fait de la fusibilité différentielle des minéraux constituant la péridotite, la fusion du manteau est incongruente : il en résulte que la chimie du liquide de fusion (magma primaire basaltique) est différente de la chimie du solide initial (péridotite). La chimie d'un magma primaire dépend aussi du degré de fusion : un faible degré de fusion partielle concentre les éléments incompatibles (par exemple Na et K) dans le magma. Un degré de fusion plus élevé entraîne la fusion partielle de nouveaux minéraux et/ou la fusion partielle plus importante des minéraux plus réfractaires, ce qui dilue davantage les éléments incompatibles dans le magma primaire.

Élément compatible / élément incompatible

On appelle élément incompatible un élément mineur ou en traces[1] qui se concentre dans la phase liquide lors d'équilibres entre un solide cristallisé et un magma au cours de processus de fusion ou de cristallisation (sous-entendu "incompatible" avec les réseaux cristallins des phases minérales). À l'inverse, les éléments compatibles se concentrent dans les phases minérales dont le réseau peut les incorporer. Cette notion est, bien sûr, dépendante des minéraux impliqués. Par exemple, si l'on raisonne sur le couple Rb et Sr, tous deux sont incompatibles avec les phases minérales mantelliques (principalement olivine et pyroxènes), mais Rb est plus incompatible que Sr, ce qui entraîne un fractionnement entre ces deux éléments lors de la fusion du manteau : le rapport Rb/Sr augmente dans le magma primaire mais diminue dans le résidu solide de fusion, par rapport au solide de départ. Par contre, lors de la cristallisation fractionnée de plagioclase, Rb est incompatible tandis que Sr est compatible vis-à-vis de ce minéral dont la cristallisation peut donc fortement fractionner le couple Rb-Sr. Ces fractionnements élémentaires ont, avec le temps, des conséquences isotopiques importantes (cf. Fractionnement chimique des éléments Rb et Sr lors de la cristallisation d'un magma et conséquence isotopique ).

Toutes choses égales par ailleurs, le magma issu de la fusion d'une péridotite sera donc d'autant plus riche en éléments incompatibles, tels Na et K, que le degré de fusion sera plus faible. Par exemple, un basalte alcalin, produit d'un faible degré de fusion partielle, est plus riche en Na et K (éléments alcalins) qu'un basalte tholéiitique résultant d'un degré de fusion plus élevé.

La profondeur de fusion

La profondeur de fusion du manteau est aussi un paramètre important par la minéralogie accessoire du manteau impliqué, à savoir, pour des pressions décroissantes, une péridotite à grenat (>75-80 km), à spinelle (entre 30 et 75 km), ou à plagioclase (<30 km) (cf. figures 1 et 2).

La profondeur de fusion influence par ailleurs la composition du magma primaire. Deux exemples peuvent être proposés, l'un concernant le cation le plus abondant dans le magmas (Si), l'autre concernant les éléments traces parmi les moins abondants (les terres rares lourdes : Lu, Yb...).

En ce qui concerne le silicium, il est toujours enrichi dans les magmas primaires basaltiques (44%<SiO2<53%), par rapport à la péridotite initiale (39%<SiO2<44%). On ne parle cependant pas de comportement incompatible car Si est un élément majeur des réseaux cristallins, toujours compatible avec les silicates. Mais, des expériences de fusion de péridotite sous différentes conditions de pression montrent que si la teneur en SiO2 des magmas primaires est dépendante du degré de fusion, elle l'est aussi de la pression (et donc de la profondeur) de fusion (figure 3) :

  • comme vu précédemment, la teneur en SiO2 augmente, à pression égale, avec le degré de fusion. Par exemple, à 15 kbar, elle varie de 48% pour 10% de fusion à 51% pour 25% de fusion.
  • la teneur en SiO2 augmente également, à degré de fusion égal, lorsque la pression (donc la profondeur) de fusion diminue. Par exemple, pour un degré de fusion de l'ordre de 10%, la teneur en SiO2 du magma obtenu varie de 48,5% (à 15 kbar) à 51% (pour une fusion à 5 kbar).

La combinaison de ces deux paramètres (degré et profondeur de fusion) expliquent (dans les grandes lignes) les différences des teneurs en SiO2 des basaltes tholéiitiques (SiO2>48%, degré de fusion élevé, faible profondeur) et des basaltes alcalins (SiO2<48%, degré de fusion faible, plus profond). Des résultats expérimentaux similaires ont été obtenus en 1980 par Jaques et Green. Les auteurs obtiennent des magmas de type tholéiitique ou alcalin selon les conditions expérimentales de fusion d'une pyrolite, roche de synthèse représentant un manteau moyen (figure 4).

Figure 3. Degré de fusion, pression de fusion et teneur en silice des magmas primaires

Degré de fusion, pression de fusion et teneur en silice des magmas primaires

Données expérimentales : noter que dans le manteau terrestre actuel, le degré de fusion ne dépasse pas 25%.


Figure 4. Obtention d'un magma primaire de type alcalin ou tholéiitique selon les conditions P et T de fusion

Obtention d'un magma primaire de type alcalin ou tholéiitique selon les conditions P et T de fusion

Données expérimentales obtenues à partir de pyrolite (roche théorique représentant un manteau moyen).


En ce qui concerne les terres rares (éléments incompatibles), la fusion d'un manteau stabilisé dans le domaine à grenat produit des magmas basaltiques alcalins dont les spectres de terres rares sont appauvris en terres rares lourdes (Lu, Yb...) par rapport aux terres rares légères car les premières sont retenues dans le résidu solide vis-à-vis duquel elles sont fortement compatibles (plus forte "affinité" des terres rares lourdes pour les grenats qui sont peu fusibles). Ainsi, si les spectres de terres rares sont enrichis par rapport à la source (chondrite), l'enrichissement relatif terres rares légères / terres rares lourdes varie en fonction de la composition minéralogique du manteau soumis à la fusion, minéralogie gouvernée par la profondeur de fusion.

Figure 5. Spectres de terres rares normalisés aux chondrites de deux basaltes d'île océanique de type point chaud

Spectres de terres rares normalisés aux chondrites de deux basaltes d'île océanique de type point chaud

Les deux basaltes sont deux OIB, l'un alcalin, l'autre tholéiitique. Les terres rares étant des éléments incompatibles, ils sont enrichis dans le magma par rapport au manteau source.

Le basalte alcalin est plus enrichi que le basalte tholéiitique, ce qui s'explique par un moindre degré de fusion partielle. Mais de plus, on observe un enrichissement relatif en terres rares légères plus important pour le basalte alcalin, (La/Yb)alcalin~10, que pour le basalte tholéiitique, (La/Yb)tholéiitique~3. Ceci est également la conséquence d'un degré de fusion moindre pour le basalte alcalin, mais également d'une plus grande profondeur de fusion et de la présence de grenat dans le manteau source qui explique ce fort fractionnement (les grenats, peu fusibles, "retiennent" davantage les terres rares lourdes que les terres rares légères).


Îles océaniques et points chauds

Pour les îles océaniques, on distingue les basaltes selon leur contexte géodynamique. Les basaltes sont appelés OIB ( Ocean Island Basalts ) pour les îles issues de l'activité d'un point chaud et IAB ( Island Arc Basalts ) pour les îles liées à une subduction (formant généralement des arcs insulaires).

Pour les points chauds, on notera qu'ils génèrent aussi bien des basaltes alcalins (cas "classiquement connu" mais pas exclusif) que des basaltes tholéiitiques (volcans Mauna Loa et Kilauea à Hawaii, par exemple).

Des points chauds continentaux existent aussi (Yellowstone, Tibesti...) mais les laves émises dans un contexte continental peuvent aussi enregistrer des processus de contamination liés à la traversée de l'épaisse croûte continentale. C'est pourquoi l'étude des points chauds s'effectue principalement à partir des OIB dont les signatures géochimiques (isotopes, éléments traces) signent plus directement leur source mantellique.

Chimie du magma primaire et séries magmatiques

On a vu ci-dessus comment degré et profondeur de fusion contrôlent la chimie du magma primaire, en particulier les teneurs en Na, K et Si.

En se limitant à ces éléments, on comprend rapidement leur importance sur l'existence de différentes séries magmatiques en replaçant ces dernières, et surtout leurs termes "primaires", dans un diagramme TAS ( Total Alkalis Silica ) (figure ci-dessous). Ainsi, un faible degré de fusion associé à une certaine profondeur de fusion expliquent la production de magmas primaires à l'origine des séries alcalines (faible teneur en silice et "enrichissement" en alcalins). De même, degré de fusion élevé et plus faible profondeur favorisent la production de magmas primaires tholéiitiques (plus forte teneur en silice et teneur plus faible en alcalins). La chimie du magma primaire détermine en partie les possibilités d'évolution ultérieure liées au processus de cristallisation fractionnée : pas de série alcaline possible à partir d'un magma tholéiitique par simple cristallisation fractionnée.

Figure. Diagramme TAS et séries magmatiques

Diagramme TAS et séries magmatiques

Pentagones = série alcaline de Tristan da Cunha - Carrés = série calco-alcaline de la Cordillère des Andes - Cercles = série tholéiitique des Tonga.

Les séries sub-alcalines (calco-alcalines et tholéiitiques) sont plus facilement discernables dans d'autres types de diagrammes.


Les hétérogénéités du manteau terrestre à l'origine de la diversité chimique et isotopique des basaltes

Si la composition chimique du manteau est relativement homogène en ce qui concerne les éléments majeurs, des hétérogénéités importantes existent en terme d'éléments traces et de compositions isotopiques. Ces hétérogénéités étant préservées dans les basaltes, les signatures chimiques et isotopiques de ces derniers permettent d'identifier différents "réservoirs" mantelliques dont sont issus les magmas.

Hétérogénéités en éléments traces

Les magmas basaltiques ont des signatures en éléments traces très contrastées selon leur contexte géodynamique de formation. Ceci est classiquement exprimé par des diagrammes multi-éléments appelés « spidergrammes » (de spider , araignée, en anglais) ou simplement « spectres d'éléments traces ». Selon le même principe que les spectres de terres rares, ces diagrammes montrent la composition en éléments traces incompatibles, positionnés par incompatibilité décroissante de la gauche vers la droite (figure 6).

Figure 6. Spectres élémentaires normalisés aux chondrites de trois basaltes de contextes géodynamiques différents

Spectres élémentaires normalisés aux chondrites de trois basaltes de contextes géodynamiques différents

Les 3 basaltes sont respectivement un basalte alcalin de type OIB (île océanique), un basalte tholéiitique de type MORB (dorsale) et un basalte calco-alcalin d'arc insulaire (IAB).


Bien que des fractionnements entre ces éléments interviennent lors de la fusion partielle, l'"allure générale" des spidergrammes reflète qualitativement celle du manteau source dont le magma est issu. Les forts contrastes de composition observés entre les MORB ( Mid Ocean Ridge Basalts ), les OIB ( Ocean Island Basalts ) et les IAB ( Island Arc Basalts ) indiquent donc que les magmas sont issus de réservoirs mantelliques différents, à l'aplomb, respectivement, d'une dorsale océanique, d'un point chaud ou d'une zone de subduction. Certaines caractéristiques de ces réservoirs peuvent être dégagées de l'analyse des spidergrammes (figure ci-dessus).

  • Les MORB, dont le spectre "descend" de la droite vers la gauche, dérivent d'un manteau "appauvri" (sous-entendu en éléments plus incompatibles par rapport à aux éléments moins incompatibles, par exemple en Rb par rapport à Sr ou en Nd par rapport à Sm). Les analyses isotopiques (voir ci-après) permettent d'attribuer ce réservoir au manteau asthénosphérique.
  • Les OIB dérivent d'un manteau "enrichi" (même sous-entendu que précédemment). Les isotopes (voir ci-après) montrent l'existence de plusieurs composants "enrichis", attribuables à des panaches mantelliques d'origine profonde qui peuvent interagir avec le manteau asthénosphérique plus superficiel.
  • Quant aux IAB, ils présentent des spectres globalement enrichis en éléments les plus incompatibles, mais entaillés d'"anomalies négatives" en certains éléments tels que Nb ou Ta. Cette signature spécifique dénote des transferts de fluides aqueux issus de la déshydratation de la plaque subduite au sein du manteau source des magmas de subduction (le "coin de manteau") au-dessus de la plaque subduite. Des données expérimentales ont montré que ces fluides mobilisent sélectivement certains éléments (par exemple, Ba, Rb, K) faiblement chargés et à gros rayon ionique (LILE, Large Ion Lithophile Elements ), tandis que d'autres éléments (tels que Nb et Ta) à petit rayon ionique et forte charge (HFSE, High Field Strength Elements ) sont peu ou pas mobilisés, créant ainsi des anomalies négatives dans les spectres. Ces transferts chimiques sélectifs via les fluides au sein du manteau sont qualifiés de « métasomatisme ».

Hétérogénéités isotopiques

Les compositions isotopiques en Sr (87Sr/86Sr), en Nd (143Nd/144Nd) ainsi qu'en Pb (non présenté ici) des basaltes apportent également de précieuses informations, complémentaires des éléments traces, sur les hétérogénéités du manteau soumis à fusion. Rappelons que 87Sr et 143Nd sont deux isotopes radiogéniques dérivant, respectivement, de la désintégration du 87Rb et du 147Sm.

Ces rapports isotopiques présentent l'avantage, par rapport aux éléments traces, de ne pas fractionner lors de la fusion partielle (ni lors de la cristallisation fractionnée) : la signature enregistrée par les basaltes est donc directement celle de leur manteau source, en l'absence de contamination crustale. Notons qu'on raisonne, ici, sur des basaltes récents qui ne nécessitent pas de correction due à la décroissance radioactive). Pour des basaltes anciens, il faudrait calculer ces rapports à l'époque de la fusion par la méthode des isochrones.

Le diagramme classique 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr (figure 7) montre que la majorité des basaltes terrestres s'inscrivent dans deux quadrants situés de part et d'autre de la composition de la chondrite qui représente la Terre globale ( Bulk Silicate Earth ) : un quadrant supérieur gauche qualifié d'appauvri ( depleted ), et un quadrant inférieur droit qualifié d'enrichi ( enriched ). « Appauvri » signifie un manteau source appauvri en Rb et en Nd (plus incompatibles) par rapport, respectivement, au Sr et au Sm (moins incompatibles). Cela se traduit, pour ce quadrant appauvri, par des compositions isotopiques plus radiogéniques en Nd (143Nd/144Ndbasalte > 143Nd/144Ndchondrite) et moins radiogéniques en Sr (87Sr/86Srbasalte < 87Sr/86Srchondrite) que pour la chondrite. Le raisonnement est le même (en sens inverse) pour le quadrant enrichi. L'anticorrélation observée entre les isotopes du Sr et ceux du Nd (classiquement appelée « mantle array ») résulte du fait que, dans le système Rb-Sr, l'isotope père (Rb) est plus incompatible que l'isotope fils (Sr), tandis que, dans le système Sm-Nd, l'isotope père (Sm) est moins incompatible que l'isotope fils (Nd).

On peut constater que les MORB se situent dans le quadrant appauvri (signature que l'on retrouve dans leur spidergramme), cela signifie, dans les grandes lignes, que leur manteau source (le manteau supérieur asthénosphérique) a été appauvri à partir du manteau primordial chondritique par extraction au cours des temps géologiques d'un composant enrichi qui a donné la croûte continentale (située dans le quadrant inférieur droit). Ce pôle appauvri, manteau source des MORB, est appelé DM ou DMM ( Depleted MORB Mantle ).

Si on se focalise sur les basaltes d'îles de type point chaud (OIB), on observe qu'ils se répartissent dans un quadrilatère dont l'un des sommets est le champ des MORB en direction du pôle DMM. La présence de trois autres pôles indique que le manteau source de ces basaltes est hétérogène. Ces pôles reflètent l'incorporation dans le manteau profond (couche D'' ?) de composants crustaux recyclés par subduction. Ainsi le pôle EM1 ( enriched mantle 1 ) résulterait de l'incorporation de sédiments pélagiques (océaniques), et le pôle EM2 ( enriched mantle 2 ) de sédiments terrigènes (d'origine continentale). Le pôle HIMU ( high μ , avec μ = 238U/204Pb), plus facilement identifiable à partir des isotopes du plomb (non considérés ici), résulterait du recyclage de la partie magmatique de la croûte océanique altérée et déshydratée. L'expression privilégiée de ces pôles dans les basaltes d'îles implique des remontées préférentielles de manteau profond à l'aplomb des îles, sous forme de panaches dont la fusion partielle produit le volcanisme de point chaud. Quant à la participation du pôle DM à la signature isotopique des OIB, elle montre l'interaction possible entre panaches mantelliques et manteau supérieur asthénosphérique.

Figure 7. Diagramme isotopique Nd-Sr, mise en évidence de différents réservoirs mantelliques

Diagramme isotopique Nd-Sr, mise en évidence de différents réservoirs mantelliques

DM= Depleted Mantle - BSE= Bulk Silicate Earth - HIMU= High µ - EM= Enriched Mantle - CC= Continental Crust .


Conclusion

Cet aperçu de la formation des principaux magmas mantelliques primaires dans le cadre des principaux contextes géodynamiques permet d'aborder les mécanismes et paramètre de fusion, ainsi que les principes de fractionnement élémentaire et isotopique. Hétérogénéités chimiques du manteau et conditions de fusion variées expliquent donc le mode de formation des magmas primaires mantelliques "classiques" qui représentent la majorité du magmatisme terrestre actuel (si on exclut le magmatisme actuel d'origine crustale, donc hors sujet ici, des zones d'épaississement crustal).

Ces mêmes principes et processus, appliqués à d'autres sources (réservoirs mantelliques particuliers, mais aussi croûte continentale ou océanique) et/ou à d'autres contextes ( (rift intra-plaque, LIP ( large igneous provinces )...), sont utilisés pour expliquer la genèse d'autres magmas, mantelliques ou crustaux.

À la pluralité des magmas primaires (les seuls considérés ici), s'ajoute souvent l'intervention de processus complémentaires (cristallisation fractionnée, contamination, mélanges) expliquant l'extraordinaire diversité des roches magmatiques. Mais il s'agit là d'un autre sujet.

Bibliographie

F. Albarède, 2001. La Géochimie , Gordon and Breach Science Publisher, 190p

A.L. Jaques, D.H. Green, 1980. Anhydrous melting of peridotite at 0–15 Kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts , Contribution to Mineralogy and Petrology, 73, 3, 287-310

E.M. Klein, C.H. Langmuir, 1987. Global Correlations of Ocean Ridge Basalt Chemistry with Axial Depth and Crustal Thickness , Journal of Geophysical Research, 92, B8, 8089-8115 [ pdf ]

C. Robert, R. Bousquet, 2014. Géosciences - La dynamique du système Terre , Belin, 1159p

P. Vidal, 1994. Géochimie , Dunod, 190p

B.M. Wilson, 1989. Igneous Petrogenesis - A Global Tectonic Approach , Springer, 466p

J.D. Winter, 1987. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology , Prentice Hall, 687p



[1] On appelle élément trace, un élément chimique faiblement concentré dans les roches (concentration d'une fraction de ppm à quelques centaines de ppm). Il n'est pas un élément essentiel constitutif des phases minérales et ne figure généralement pas dans leurs formules chimiques. Les éléments traces sont par contre d'excellents marqueurs d'environnement géodynamique et des traceurs très sensibles des processus magmatiques.