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Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques
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Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Apr 04, 2015

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Page 1: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Chapitre 3: Les isotopes

Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les

roches magmatiques

Page 2: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

IsotopesMême Z (nombre de protons), Different A (nombre de neutrons)Notation:

614 C

Page 3: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Isotopes les plus utilisés en pétrologie

H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, Nd

Utilisations:DatationsTraceurs pétrogénétiques

Page 4: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Différents types d’isotopes

Isotopes stablesIsotope instables

Isotopes radioactifs: subissent une désintégration (parent)

Isotopes radiogéniques: produits d’une désintégration (daughter)

Isotopes cosmogéniques: produit par bombardement cosmique

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Isotopes stables

Pas de fractionation chimiqueFractionation de masse

Fonction de la différence de masse relativeEfficace uniquement pour les isotopes légers L’isotope le plus léger va préférentiellement

dans le liquide plutôt que dans le solide et dans la vapeur plutôt que dans le liquide

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Example: Isotopes de l’Oxygène

Standard International pour les isotopes d’O = standard mean ocean water (SMOW)

16O 99.756% de l’oxygène naturel17O 0.039% “18O 0.205% “

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18O/16O) =

( O/ O) ( O/ O)

( O/ O)x1000

18 16sample

18 16SMOW

18 16SMOW

Page 8: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Eau de pluie?Evaporation de l’eau de mer vapeur

d’eau (nuages) Isotopes légers se concentrent dans la

vapeur Efficace, masse = 1/8 masse totale

Page 9: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

( O/ O) ( O/ O)

( O/ O)x1000

18 16vapor

18 16SMOW

18 16SMOW

=

clouds <0 <( O/ O)18 16

Vapor( O/ O)18 16

SMOW

Page 10: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Figure 9-9. Relationship between d(18O/16O) and mean annual temperature for meteoric precipitation, after Dansgaard (1964). Tellus, 16, 436-468.

Page 11: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Isotopes O et H - juvenile vs. meteorique vs. brine

18O du manteau sédiments: permet d’éstimer la contamination d’un magma mantellique par des sédiments

Signatures isotopiques : distinction principaux réservoirs

Page 12: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Rapports isotopiques d'un élément léger (par exemple 18O/16O) dans deux minéraux coexistant dans la même roche (par exemple, quartz-magnétite, feldspath-magnétite, feldspath-quartz) sont fréquemment différents.

Fractionnements sensibles à T. Fractionnement lorsque T Géothermomètre (δ18O).

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Isotopes stables

13C/12C permet de distinguer entre une source magmatique et une source hydrothermale

13C/12C dans les carbonates de la plupart des roches ignées est non-magmatique (sauf carbonatites)→circulation de fluides hydrothermaux.

13C/12C dans la plupart des gites hydrothermaux indique une source profonde

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Variations Isotopiques :Variations Isotopiques :1. Fractionation de masse (isotopes légers 1. Fractionation de masse (isotopes légers

seulement)seulement)

2. Isotopes radiogéniques produits en proportions 2. Isotopes radiogéniques produits en proportions variable du à un évènement de fractionation variable du à un évènement de fractionation chimiquechimique

40K 40Ar

Basalte rhyolite par fractionnation chimique

Rhyolite a plus de K que le basalte

40K plus 40Ar au cours du temps dans la rhyolite que dans le basalte

40Ar/39Ar seront différents pour chacun

Cette différence augmente avec le temps

D’après cours en ligne de Winter

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Désintégration RadioactiveDésintégration Radioactive

dN

dtN or

dN

dt= N

# pa

rent

ato

ms

# p a

rent

ato

ms

time time

11

½½

¼¼

D’après cours en ligne de Winter

N/N0=e-t

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D = NeD = Nett - N - N = N(e= N(ett -1) -1)

age de l’échantillon (t) age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on peut être déterminé si on connait:connait: DD quantité de nuclides radiogéniques produits quantité de nuclides radiogéniques produits

NN quantité de radionuclides parents restants quantité de radionuclides parents restants

constante de désintégrationconstante de désintégration

D’après cours en ligne de Winter

N/N0=e-t D=N0-N

Page 17: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

D = NeD = Nett - N - N = N(e= N(ett -1) -1)

age de l’échantillon (t) age de l’échantillon (t) peut être déterminé si on peut être déterminé si on connait:connait: DD quantité de nuclide radiogénique produit quantité de nuclide radiogénique produit

NN quantité de radionuclide parent restant quantité de radionuclide parent restant

constante de désintégrationconstante de désintégration

limites: •Dans une roche très jeune la quantité d’isotopes radiogénique est trop faible pour être déterminée précisément.•Dans une roche très ancienne la quantité d’isotopes parents est trop faible pour être déterminée précisément.•Comment distinguer les isotopes radiogéniques des isotopes stables initialement présents?

D’après cours en ligne de Winter

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Le système K-ArLe système K-Ar4040K K 4040Ca ou Ca ou 4040ArAr

4040CaCa est commun. Le est commun. Le 4040Ca radiogénique ne peut Ca radiogénique ne peut être distingué être distingué 4040Ca non-radiogéniqueCa non-radiogénique

4040ArAr est un gaz inerte qui peut être piégé dans est un gaz inerte qui peut être piégé dans les phases solides les phases solides

A haute T, A haute T, 4040Ar s’échappe Ar s’échappe et l’horloge et l’horloge radiométrique est remise à zéroradiométrique est remise à zéro

Température de blocage Température de blocage varie selon les varie selon les minérauxminéraux

D’après cours en ligne de Winter

Page 19: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Le système K-ArLe système K-Ar• Attention: si la roche refroidit lentement, l’Ar peut Attention: si la roche refroidit lentement, l’Ar peut

s’échapper après la cristallisation initiales’échapper après la cristallisation initiale• Températures de blocage varient selon les Températures de blocage varient selon les

minéraux: minéraux: • Amphibole: 600°C Amphibole: 600°C • Micas: 300°CMicas: 300°C• Apatite: 100 °CApatite: 100 °C

• Permet d’estimer des vitesses de refroidissement Permet d’estimer des vitesses de refroidissement ou de dater des épisodes de métamorphismeou de dater des épisodes de métamorphisme

D’après cours en ligne de Winter

Page 20: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Système Sr-RbSystème Sr-Rb

8787Rb Rb 8787SrSr + particule beta ( + particule beta ( = 1.42 x 10 = 1.42 x 10-11-11 a a-1-1))

Rb se comporte comme K Rb se comporte comme K micas et feldspaths micas et feldspaths alcalinsalcalins

Sr se comporte comme Ca Sr se comporte comme Ca plagioclase et apatite plagioclase et apatite (mais pas clinopyroxene)(mais pas clinopyroxene)

8888Sr : Sr : 8787Sr : Sr : 8686Sr : Sr : 8484Sr = 10 : 0.7 : 1 : 0.07Sr = 10 : 0.7 : 1 : 0.07

8686SrSr est un isotope stable. est un isotope stable.

8787SrSr = = 8787Sr stable + Sr stable + 8787Sr radiogénique (désintégration Sr radiogénique (désintégration dede 87 87Rb)Rb)

D’après cours en ligne de Winter

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Technique isochroneTechnique isochrone

Au moins 3 échantillons cogénétiques avec Au moins 3 échantillons cogénétiques avec différents rapports Rb/Srdifférents rapports Rb/Sr

Figure 9-3.Figure 9-3. Change in the concentration of Rb Change in the concentration of Rb and Sr in the melt derived by progressive batch and Sr in the melt derived by progressive batch melting of a basaltic rock consisting of melting of a basaltic rock consisting of plagioclase, augite, and olivine. From Winter plagioclase, augite, and olivine. From Winter (2001) An Introduction to Igneous and (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

D’après cours en ligne de Winter

Bt - Ms – Kfs

•3 roches dérivant d’une même source par 3 roches dérivant d’une même source par fusion partielle ou cristallisation fractionnée.fusion partielle ou cristallisation fractionnée.

•3 minéraux d’une même roche avec différents 3 minéraux d’une même roche avec différents rapport K/Carapport K/Ca

Page 22: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Si Si t <0.1: et <0.1: ett-1 -1 tt

Pour t < 70 Ga (!!) :Pour t < 70 Ga (!!) :

8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt

= équation linéaire de = équation linéaire de 8787Sr/Sr/8686Sr vs. Sr vs. 8787Rb/Rb/8686SrSr

Equation de désintégration divisée par Equation de désintégration divisée par 8686SrSr8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)(eSr)(ett -1) -1)

= 1.4 x 10= 1.4 x 10-11-11 a a-1-1

D = D0+N(et -1)

D’après cours en ligne de Winter

Page 23: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

a b c to86Sr

87Sr

o( )

86Sr

87Sr

86Sr

87Rb

3 roches a, b,c au temps 3 roches a, b,c au temps ttoo

D’après cours en ligne de Winter

8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt

Page 24: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

a b c

a1

b1

c1t1

to

86Sr

87Sr

86Sr

87Rb

86Sr

87Sr

o( )

D’après cours en ligne de Winter

8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt

Page 25: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

a b c

a1

b1

c1a2

b2

c2

t1

to

t2

86Sr

87Sr

86Sr

87Sr

o( )

86Sr

87Rb

D’après cours en ligne de Winter

8787Sr/Sr/8686Sr = (Sr = (8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo + ( + (8787Rb/Rb/8686Sr)Sr)tt

Page 26: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Technique des Isochrones produit:Technique des Isochrones produit:

1. L’age de la roche (pente = 1. L’age de la roche (pente = t)t)

2. 2. ((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo = valeur initiale de = valeur initiale de 8787Sr/Sr/8686SrSr

Figure 9-9. Rb-Sr isochron for the Eagle Peak Pluton, central Sierra Nevada Batholith, California, USA. Filled circles are whole-rock analyses, open circles are hornblende separates. The regression equation for the data is also given. After Hill et al. (1988). Amer. J. Sci., 288-A, 213-241.

D’après cours en ligne de Winter

Age=pente/=91 Ma

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Figure 9-13.Figure 9-13. Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.Hyman/Kluwer.

D’après cours en ligne de Winter

(87Sr/86Sr)o = valeur initiale de 87Sr/86Sr = traceur pétrogénétique

(87Sr/86Sr)o<0.706: origine mantellique

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Système Sm-NdSystème Sm-Nd

Sm et Nd sont des LREE (incompatibles)Sm et Nd sont des LREE (incompatibles) Nd a un plus petit Z Nd a un plus petit Z rayon ionique plus grand rayon ionique plus grand

plus incompatibleplus incompatible Sm/Nd plus petit dans le liquide que dans la sourceSm/Nd plus petit dans le liquide que dans la source

D’après cours en ligne de Winter

Page 29: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

147147Sm Sm 143143NdNd = 6.54 x 10= 6.54 x 10-13-13 a a-1 -1 (half life 106 Ga)(half life 106 Ga)

On divise dans l’équation de désintégration par On divise dans l’équation de désintégration par 144144Nd qui est Nd qui est non-radiogénique non-radiogénique

143143Nd/Nd/144144Nd = (Nd = (143143Nd/Nd/144144Nd)Nd)oo + ( + (147147Sm/Sm/144144Nd)Nd)tt

D’après cours en ligne de Winter

Page 30: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Evolution oposée à Rb - SrEvolution oposée à Rb - Sr

Figure 9-15.Figure 9-15. Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

D’après cours en ligne de Winter

CHUR: Chondrite uniform reservoir

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Système Sm-Nd

Figure 9-15. Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

D’après cours en ligne de Winter

143 144/1 10000initial

tCHUR

Nd NdNd

I

ItCHUR : rapport 143Nd/144Nd à l’époque de formation de la roche

Nd positif: source appauvrieNd négatif: source enrichie

Page 32: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThSystème très complexe . Système très complexe .

3 isotopes radio3 isotopes radioactifsactifs d’ U: d’ U: 234234U, U, 235235U, U, 238238UU 3 isotopes radio3 isotopes radiogéniques dugéniques du Pb: Pb: 206206Pb, Pb, 207207Pb, et Pb, et 208208PbPb

Seul Seul 204204Pb est strictement non-radiogéniquePb est strictement non-radiogénique U, Th, and Pb sont des U, Th, and Pb sont des incompatiblesincompatibles Composition isotopique en Pb des roches dépend Composition isotopique en Pb des roches dépend

dede 238238U U 234234U U 206206PbPb (( = 1.5512 x 10 = 1.5512 x 10-10-10 a a-1-1)) 235235U U 207207PbPb (( = 9.8485 x 10 = 9.8485 x 10-10-10 a a-1-1)) 232232Th Th 208208PbPb (( = 4.9475 x 10 = 4.9475 x 10-11-11 a a-1-1))

D’après cours en ligne de Winter

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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThConcordiaConcordia = = Co-evolution Co-evolution

simultanéesimultanée de de 206206Pb et Pb et 207207Pb via:Pb via:

238238U U 234234U U 206206PbPb235235U U 207207PbPb

Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.

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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThDiscordiaDiscordia = = perte de la perte de la

même proportion de même proportion de 206206Pb Pb and and 207207PbPb

Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.

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Système U-Pb-ThSystème U-Pb-ThConcordia après 3.5 Ga d’évolution totaleConcordia après 3.5 Ga d’évolution totale

Figure 9-16a.Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.

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Coefficients de partage solide-liquide des isotopes de Pb, Sr ou Nd sont identiques.

Composition isotopique d'un

magma produit dans n'importe quelle partie du manteau ou de la croûte reflètera exactement la composition isotopique de ce réservoir.

Page 37: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Réservoirs avec des signatures isotopiques distinctes (Rb/Sr, U/Pb, Th/Pb, Sm/Nd)

Manteau appauvriManteau enrichi par recyclage de la

lithosphère océaniqueCroûte inférieure (appauvrie)Croûte supérieure (enrichie)Cratons de différents âges

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Assimilation provoque un changement des rapports isotopiques du magma contaminé en proportion:

1.de la quantité de la croûte (ou manteau) assimilée,

2.du contraste isotopique entre les deux composants et

3.des concentrations des éléments pertinents (Sr, Nd, Pb) dans les deux composants

Page 39: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Isotopes cosmogéniques: Example du 10Be

Petites quantités formées dans l'atmosphère et incorporées dans les dépôts abyssaux;

Transportée dans le manteau par le processus de subduction;

Fraction minime dans les basaltes jeunes des marges convergentes (recyclage des sédiments)

10Be n'est jamais présent dans les basaltes intraplaques ou les basaltes de ride océanique du même âge

Page 40: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Conclusions

Comprendre et modéliser les roches magmatiques

Page 41: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Eléments majeursLes techniques d’analyses modernes permettent

d’obtenir les compositions précises des roches et des minéraux constitutifs en éléments majeurs, éléments en traces et isotopes.

Les éléments majeurs permettent de classifier les roches et distinguer des séries magmatiques

Des modèles graphiques et mathématiques basés sur les variations en éléments majeur d’une série permet de tester si les roches dérivent les unes des autres par cristallisation fractionnée et quels sont les cristaux impliqués dans la fractionnation.

Page 42: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Eléments en traceLes éléments en traces sont en général

incompatiblesSur la base des éléments en trace, la cristallisation

fractionnée, la cristallisation à l’équilibre, la fusion partielle et la fusion à l’équilibre peuvent être modélisés.

On ne peut maintenir l’hypothèse de la cristallisation fractionnée que si les éléments majeurs et les éléments en trace donnent des résultats convergeants.

Les proportions relatives de différent éléments en traces sont utilisées comme indicateur de la cristallisation de certains minéraux

Page 43: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Systèmes ouverts-systèmes fermésLes modèles de cristallisation fractionnée

sont valables pour des systèmes fermésLa différentiation s’opère probablement

très fréquemment en système ouvertLes processus pétrogénétiques en système

ouvert peuvent impliquer de l’assimilation (AFC) et des mélanges.

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Mélanges

CH = CAXA+ CB (1-XA)

XA=fraction du composant A, C=concentration d'un élément; CH=concentration dans le magma hybride.

L’efficacité du mélange entre deux magmas dépent:De la vigueur de la convection;Des contrastes de viscosité.

Page 45: Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

Mélanges

Jellinek and Kerr, 1999U=a/i

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Mélanges

Un magma rhyolitique anhydre est beaucoup plus visqueux qu’un basalte.

La viscosité d’un magma rhyolitique riche en eau se rapproche de celle d’un basalte.

Un basalte anhydre se solidifie à des température plus élevée qu’un magma rhyolitique (il se fige au contact de la rhyolite)