Inclusions fluides, isotopes stables et paléo-altimétrie

Les isotopes d'un même élément sont des atomes dont les noyaux comportent le même nombre de protons, mais un nombre de neutrons différent, ayant ainsi une masse atomique différente. Il existe deux types d'isotopes : les isotopes instables (radioactifs), qui permettent la datation radiométrique, et les isotopes stables, auxquels nous nous intéresserons ici et en particulier ceux de l'oxygène (¹⁸O) et de l'hydrogène (²H ou D).

Il existe des variations dans l'abondance des isotopes stables qui sont liées au fractionnement isotopique noté α. Celui-ci correspond à la répartition d'isotopes entre deux substances ou entre deux phases d'une même substance, avec des rapports isotopiques différents. Il est causé par les différences physiques et chimiques existant entre les isotopes d'un même élément. En effet, au cours d'une transition de phase, la différence de masse entre les isotopes entraine une concentration des isotopes les plus lourds dans la phase la plus condensée. Le fractionnement isotopique mesure l'enrichissement en isotope lourd d'une phase.

Ainsi, en considérant deux isotopes de l'oxygène, ¹⁶O et ¹⁸O, lors d'une transition entre deux phases A et B, il est possible de définir les rapports isotopiques R d'un élément donné pour chaque phase. Ici par exemple, pour une phase A : R_A = (¹⁸O/¹⁶O)_A.

Le coefficient de fractionnement isotopique α_A-B entre deux phases (A et B ici) peut alors être défini en utilisant les rapports R_A et R_B : α_A-B =R_A / R_B.

Il est aussi possible de normaliser les rapports isotopiques à un standard (std) avec la notation δ : δ_A = [(R_A − R_std) / R_std] (exprimé en ‰).

Dans le cas d'un appauvrissement par rapport au standard, le δ obtenu est négatif, tandis que dans le cas d'un enrichissement par rapport au standard, le δ est positif. Pour les isotopes de l'hydrogène et de l'oxygène de l'eau, le VSMOW^[1] (Vienna Standard Mean Ocean Water) est utilisé comme standard universel (Coplen, 1994 [4]) depuis 1993, il précise et remplace le “classique” SMOW. Pour les deux composés A et B, les valeurs de δ et le coefficient de fractionnement α sont liés par : δ_A − δ_B = Δ_A-B ≈ 10³.ln(α_A-B).

Les processus du cycle hydrologique sont reflétés par les ratios isotopiques de l'oxygène et de l'hydrogène des précipitations, ainsi que par les eaux de surface dérivées des précipitations (voir Gat, 1996 [7]). Il existe plusieurs facteurs contrôlant les rapports isotopiques de ces éléments. Le fractionnement isotopique associé à l'évaporation de la vapeur d'eau à partir de sa source est l'un de ces facteurs, en générant une humidité atmosphérique appauvrie en ¹⁸O et D par rapport à la source.

D'autres facteurs de contrôle sont : le refroidissement que subit une masse d'air humide lors de son élévation, en se mélangeant avec une masse d'air plus froid, ou par perte d'énergie radiative ; l'échange d'isotopes entre des gouttes d'eau liquide et de la vapeur d'eau au sein des nuages ; les précipitations elles-mêmes, qui enlèvent la phase condensée portant les isotopes les plus lourds de la masse d'air, laissant celle-ci appauvrie en isotopes lourds.

Les rapports isotopiques des précipitations suivent des tendances systématiques en fonction de certains paramètres. Ainsi, une diminution des rapports isotopiques des précipitations est observée avec une diminution de la température locale : il s'agit de l'effet de température (Figure 1), qui est de ~0,58‰ /°C pour le δ¹⁸O, dans des gammes de températures de 0 à 20°C (Rozanski et al., 1995 [14] ; Blisniuk et Stern, 2005 [2]). De même, les rapports isotopiques des précipitations subissent une diminution avec l'augmentation de la distance à la source principale de vapeur d'eau : il s'agit de l'effet continental (Figure 2), de −0,2‰ à −0,4‰/100 km pour le δ¹⁸O (Dansgaard, 1964 [5] ; Rozanski et al., 1993 [15] ; Blisniuk et Stern, 2005 [2]).

Source - © 2018 D'après Dansgaard (1964) [5] Figure 1. Variation de la composition isotopique du δ18O des précipitations en fonction de la température moyenne annuelle de l'air

Source - © 1997 D'après Hoefs (1997) [8] Figure 2. Variation de la composition isotopique du δ18O des précipitations en fonction de la distance à la source principale de vapeur d'eau

Tout comme l'effet de température et l'effet continental, la topographie a un effet sur la distribution et la composition isotopique des précipitations.

En effet, lorsqu'une masse d'air humide passe au-dessus d'une chaine de montagne, la pression atmosphérique diminue, ce qui entraine une expansion adiabatique, ainsi qu'un refroidissement, engendrant une condensation et des « précipitations orographiques » sur la face au vent de la chaine (Barros et Lettenmaier, 1994 [1] ; Roe, 2005 [12] ; Blisniuk et Stern, 2005 [2]). De ce fait, le δ¹⁸O des précipitations varie localement entre −0,1‰/100 m et −0,5‰/100 m (Chamberlain et Poage, 2000 [3] ; Poage et Chamberlain, 2001 [11] ; Blisniuk et Stern, 2005 [2]), avec une moyenne estimée de -0,28‰/100 m d'élévation dans de nombreuses régions du monde,hors latitudes >70° et élévations >5000 m (Poage et Chamberlain, 2001 [11] ; Blisniuk et Stern, 2005 [2]).

Dans les Alpes européennes, les études de variations isotopiques pour le δ¹⁸O des précipitations en fonction de l'élévation ont permis de déterminer une variation de −0,2‰/100 m d'élévation dans la partie Nord des Alpes centrales (Schürch et al., 2003 [17] ; Schotterer et al., 1997 [16]), contre −0,18‰/100 m dans la partie Sud (Longinelli et Selmo, 2003 [10]). D'autres transects réalisés dans la partie Sud des Alpes ont révélé des variations de −0,1 à 0,2‰/100 m (Longinelli and Selmo, 2003 [10]), et Yehdegho et Reichl (2002) [19] ont trouvé des valeurs de −0,27‰/100 m au Nord du massif du Semmering (Alpes orientales) et −0,21‰/100 m au Sud de ce massif.

Ainsi, en admettant que les tendances systématiques suivies par les isotopes stables des précipitations modernes sont identiques à celles que suivaient les isotopes stables des précipitations anciennes (principe de l'actualisme appliqué à la géochimie), il est possible en analysant les petites gouttes d'eau piégées dans les inclusions fluides, de retrouver l'altitude des précipitations au moment de leur formation et de leur piégeage dans des minéraux.

Les contraintes tectoniques appliquées aux roches dans les zones orogéniques (aussi bien en compression qu'en extension) vont permettre la formation de fractures dans les quinze premiers kilomètres de la croute continentale et des zones de cisaillement ductile dans la croute inférieure (Figure 5). Si la zone est émergée, les précipitations qui se forment au-dessus de ces reliefs vont pénétrer la croute continentale par le biais des fractures et des zones de cisaillement.

Source - © 2018 Véronique Gardien

Figure 5. Schéma structural d'une zone orogénique en extension montrant les relations entre circulations de fluides et zones de déformations fragiles et ductiles

Les eaux météoriques vont percoler dans la croute, se réchauffer en s'enfonçant en profondeur dans les roches et les dissoudre, si la roche est siliceuse, l'eau se charge en SiO₂ dissout. Le fluide aqueux chargé en silice va se concentrer dans les fractures de la roche qui représentent des zones de moindre pression, et quand la saturation est atteinte, le fluide siliceux précipite des cristaux de quarts qui cimentent les fractures (Figure 6). C'est dans ces cristaux de quartz que sont piégés les fluides météoriques qui sont tombés sur les reliefs. Au moment de leur piégeage à grande profondeur et donc à haute température, le fluide est homogène. Lorsque les roches recoupées par les fentes de quartz sont exhumées en surface, le fluide contenu dans les inclusions du quartz subit une baisse de température à volume (des inclusions) constant et donc une décompression : une bulle de vapeur va se former dans l'inclusion (Figure 7).

Source - © 2018 Véronique Gardien Figure 6. Affleurement avec fente de quartz

Source - © 2018 Véronique Gardien Figure 7. Inclusion fluide biphasique dans un quartz

Pour estimer l'altitude de relief de la zone orogénique au moment où sont piégées les inclusions fluide, on échantillonne les fentes de quartz à différentes altitudes ainsi que des précipitations actuelles qui serviront de références permettant de calibrer les valeurs obtenues. Les échantillons de quartz sont donc broyés en un granulat millimétrique. Ce granulat est par la suite tamisé (tamis à pores de diamètre 100 μm) et lavé à l'eau distillée. Après séchage, les grains de quartz sont soigneusement sélectionnés à la main sous la loupe binoculaire. Pour une extraction standard, on trie 800 mg de quartz.

Source - © 2018 Véronique Gardien

Figure 8. Schéma de la ligne d'extraction utilisée pour la purification et la séparation des gaz des inclusions fluides

L'extraction des gaz contenus dans les inclusions fluides se fait par décrépitation thermique, sur la ligne d'extraction représentée à la figure 8. Le CO₂ et l'H₂O des inclusions sont alors purifiés, séparés et recueillis. Les gaz recueillis sont analysés par le spectromètre GV PRISM. L'H₂O recueillie (environ 1 μL) ne peut par contre pas être analysée telle quelle, l'analyse se fait en deux étapes.

Pour analyser l'O on procède à une micro-équilibration durant 48 h à 25°C par ajout de CO₂ selon la méthode de Kishima et Sakai (1980) [9], le CO₂ de composition isotopique connue est mesuré avant et après équilibration, et par bilan de masse on recalcule la valeur de l'O de l'eau des inclusions fluides.

Pour l'analyse de l'H, l'eau est préalablement réduite en H₂ (5 minutes à 1000°C en présence de Cr métallique), dont on détermine le δD. Des standards sont également analysés avant et après passage des échantillons au spectromètre de masse. Ces standards, VSMOW (Standard Mean Ocean Water) et GISP (Greenland Ice Sheet Precipitation), de compositions isotopiques connues, vont nous permettre de corriger les valeurs mesurées par le spectromètre de masse. La mesure de la composition isotopique des eaux libres se fait par le spectromètre de masse Isoprime en mode AquaprepTM.

Nous traiterons ici l'exemple d'échantillons prélevés sur le Massif du Chenaillet dans les Alpes (Figure 9). Les analyses des eaux libres (13 échantillons) prélevées vers 2500 m d'altitude dans le Queyras (ronds verts sur la figure 10) et à 1000 m d'altitude (point G sur la figure 10) s'échelonnent sur la droite des eaux météoriques actuelles d'Europe de l'Ouest. Quatre fentes de quartz, d'âge estimé entre 7 et 25 Ma par similitude avec des échantillons de lieux et contextes proches, ont été prélevées à 2500 m d'altitude sur le massif du Chenaillet. Les analyses des inclusions fluides (diamants verts sur la figure 10) ont été analysées et reportées pour comparaison avec la composition des eaux libres.

Les compositions des inclusions tombent parfaitement sur la droite des eaux météoriques, ce qui montre que l'eau des inclusions est de l'eau de pluie ayant gardé sa signature (tout échange avec silicates ou carbonates aurait perturbé la composition isotopique en oxygène).

De plus, comme il existe des sédiments âgés de 25 Ma contenant des galets issus de l'érosion des massifs du Queyras, on peut dire que 1) on sait depuis la découverte de ces sédiments que le massif du Queyras était exhumé, sans idée des altitudes, 2) les compositions isotopiques confirment que le Chenaillet était exhumé et indiquent de plus qu'il était déjà à une altitude de l'ordre de 2000-2500 m lors de la formation des inclusions étudiées.

Ce type d'inclusions fluides semblent ainsi être un bon candidat pour reconstituer l'évolution de l'altitude des chaines de montagne (voir aussi Comment estime-t-on l'altitude des chaines de montagnes anciennes ?).

Source - © 2018 D'après BRGM, modifié Figure 9. Localisation du Chenaillet sur fond de carte géologique de la France au millionième

Source - © 2018 Véronique Gardien Figure 10. Composition isotopique de l'eau libre et des inclusions fluides des fentes de quartz du Massif du Chenaillet (Alpes)