Diffusion de l’hydrogène d’un liquide kimberlitique à la forstérite

Diffusion de l’hydrogène d’un liquide kimberlitique à la forstérite

L’hydrogène est un élément présentant des taux de diffusions élevés dans l’olivine à haute température (e.g. Demouchy et al., 2006; Demouchy and Mackwell, 2006), et ayant un impact significatif sur les propriétés physiques et chimiques du manteau (Demouchy et al., 2012; Gaetani and Grove, 1998; Hirth and Kohlstedt, 1996; Jacobsen et al., 2008; Karato, 1990; Mackwell et al., 1985). La connaissance de son impact sur la rhéologie du manteau a ainsi conduit des géologues à suggérer que de faibles teneurs en hydrogène pouvaient avoir généré un contraste de viscosité suffisant pour préserver le craton de la convection mantellique et de la tectonique des plaques durant plusieurs milliards d’années (Doin et al., 1997 ; Pollack, 1986). Pourtant, les analyses par spectroscopie infrarouge à transformée de Fourrier (IRTF) révèlent des teneurs en hydrogène élevées dans l’olivine des péridotites du Kaapvaal jusqu’à une profondeur de 150 km (Baptiste et al., 2012; Peslier et al., 2010). De telles teneurs pourraient avoir été héritées à la suite d’un épisode métasomatique et donc être représentatives de la composition de la racine cratonique en profondeur, mais la possibilité d’une contamination durant extraction par les kimberlites riches en volatiles ne peut être exclue malgré l’absence de profils de diffusion (Baptiste et al., 2012). Toutefois, aucune étude expérimentale n’a à ce jour testé ou quantifié la diffusion en hydrogène entre un liquide kimberlitique et l’olivine, nous empêchant de conclure sur l’origine exacte des teneurs en hydrogène élevées dans l’olivine dans notre étude sur les xénolites du Kaapvaal. Le travail expérimental présenté dans ce chapitre avait donc pour objectif de tester si l’incorporation d’hydrogène par diffusion ionique pouvait avoir lieu entre un liquide kimberlitique et la forstérite à haute pression et température. Il repose sur 5 expériences au piston cylindre effectuées au laboratoire Magmas et Volcans de l’Université de ClermontFerrand à 1200-1300°C et 1 GPa, pour des durées de 1 min, 5h et 23h. Les analyses de deux capsules par EBSD (Electron Back-Scattered Diffraction) et microsonde électronique montrent qu’après 5h et 23h d’expérience, une surcroissance du cristal de forstérite, possédant la même orientation cristallographique a cristallisée. Le liquide a cristallisé ailleurs sous la forme de cristaux micrométriques de forstérite automorphes aux orientations cristallographiques aléatoires, ainsi que sous la forme de cristaux nanométriques d’une phase alumineuse et d’une phase calcique. Les analyses des teneurs en hydrogène par spectroscopie IRTF après expérience révèlent qu’aucun des cristaux de forstérite ne présente de signe d’hydratation, et ce, malgré la saturation en H2O du système et des durées d’expérience longues. La présence de CO2 dans le système pourrait ainsi avoir abaissé la fugacité en H2O au point de ne pouvoir hydrater ni le cristal de forstérite, ni sa surcroissance. De tels résultats suggèrent que les teneurs en hydrogène élevées dans les xénolites mantelliques du craton du Kaapvaal ont été acquises durant un épisode métasomatique plutôt que durant leur transport à la surface par les kimberlites, et sont certainement représentatives de la composition en profondeur de la racine cratonique.

Sample analysis

 Electron microprobe analysis (EMPA)

 Major elements composition of the forsterite crystals was analyzed before experiments using a Cameca SX100 electron microprobe at Microsonde Sud facility, in Montpellier (France). Analytical conditions were a focused beam of 20 kV of accelerating voltage and 10 nA probe current at the Faraday cup. After experimental runs, the composition of the forsterite crystal and the newly formed phases was also analyzed. Results are reported in Table 1. Typical composition of natural Group-I and Group-II kimberlites from Becker and LeRoex (2006) are also provided for comparison. After experimental runs, each capsule was pierced to check for excess free fluid to insure water saturation of the liquid; each capsule has shown fluid bubbles. Table 2: Experimental conditions in piston-cylinder. Run Sample Pressure (GPa) Temperature (°C) Duration (min) free fluid 

Fourier transform infrared spectroscopy

 Each capsule was doubly hand-polished for unpolarized Fourier transform infrared spectroscopy (FTIR) analysis. The sections were immersed in pure acetone for at least 12h to dissolve any intergranular CrystalBond glue before analysis. FTIR spectroscopy analyses were made at the Laboratoire des Colloïdes, Verres, Nanomatériaux in Montpellier (France) using a Bruker IFS66v coupled with a Bruker HYPERION microscope and a liquid nitrogen-cooled mercury-cadmium-telluride (MCT) detector. A Globar light source and a Ge-KBr beam splitter were used to generate unpolarized mid-infrared radiation. A background measurement was performed before analysis. Measurements were made with aperture sizes between 30 to 100 µm, with the IR beam parallels to [010] crystallographic axis of the forsterite crystals (i.e., across the basal plane of the capsule). Two hundred scans were accumulated with a resolution of 4 cm− 1 for each measurement. A baseline correction was applied on each spectrum using the OPUS software. Spectra were then normalized to a sample thickness of 1 cm. Fractures and inclusions were strictly avoided. The sample thickness was measured using a micrometer with an accuracy of ± 1 µm. The calibration of Paterson (1982) was used to quantify the OH concentration in each mineral phase: COH = Xi 150ζ k(v ) (3780 − v ) ∫ dv where COH is the hydroxyl concentration (in mol H/l), ζ is an orientation factor (1/3 for unpolarized measurements), and k(ν ) is the absorption coefficient in cm−1 for a given wavenumber ν . Xi is a density factor equal to 2750 ppm H2O wt, for iron-free forsterite (see Bolfan-Casanova et al., 2000, for the calculation method). 

Electron-backscattered diffraction 

After experimental runs, sections cut through VB6 and VB12 capsules were mounted on epoxy plugs and carefully polished. Analyses were performed with a Scanning electron microscope (SEM) CamScan X500FE CrystalProbe equipped with an Electron-backscattered diffractometer (EBSD) at Geosciences Montpellier (France), using an acceleration voltage of 25kV and a working distance of 20 mm. To avoid charging of the samples, low vacuum conditions were chosen (5 Pa of gaseous nitrogen). EBSD patterns were produced by interaction between an electron beam at 20° to the horizontal sample stage (see Demouchy et al. 2011 for a  detailed description of the CrystalProbe-EBSD). Data were acquired using CHANNEL5 software. Punctual measurements were made to determine the crystallographic orientation of the forsterite single crystals and the newly produced crystalline phases