l`éclairage par la lumière du jour

La fusion du manteau
FR Boutin
Devils Tower - Wyoming, USA
Les documents utilisés pour cette présentation proviennent des nombreux sites de
géologie qui publient sur Internet, en particulier C. Nicollet, C. Annen, D. Dungan, JP.
Winter, T. Grand, le Laboratoire des Sciences de la Terre de Lyon,
le CNRS, les cours de Pétrology de l’Université de Laval (Quebec) et
de Washington (USA), Futura Sciences et WIKIPEDIA.
A partir des eutectiques, on met en évidence deux mécanismes
produisant des magmas très différents :
- les magmas anhydres, fondant à haute température : 1200°C,
et produisant essentiellement du basalte. C’est la fusion du
manteau qui est à l’origine de ce magmatisme.
C’est le programme de cette matinée.
- et les magmas hydratés, formés à basse température : 850°C,
qui produisent du granite et du basalte. Ce sont
les subductions qui sont à l’origine de ce magmatisme.
On le verra lors d’une autre présentation.
Eutectiques : mélanges de roches qui forment un liquide à des températures très
inférieures à la température de fusion des constituants (1900°C pour la silice).
Ceci a été abordé lors d’un autre exposé.
Le volcanisme, c’est pas sorcier…
3 - et projette
de manière
explosive
de la lave et
des cendres…
2 - remonte
par une cheminée …
La cheminée
Le réservoir
de magma liquide
1 - Du magma liquide, soumis en profondeur à de fortes pressions,
C’est pas sorcier … mais c’est faux !
3 - C’est sont
des bulles de gaz
qui expliquent
l’écoulement
des laves,
les nuées et
les cendres.
La forme du volcan
en résulte.
4 - C’est la rencontre
du magma
avec les nappes
phréatiques
qui provoque
les explosions
volcaniques
si violentes.
1 - La pression à
laquelle est soumise
le magma est
le résultat
de la gravité et
cela ne fait pas monter
le magma
dans la cheminée.
Seule une différence de
densité peut faire
remonter le magma.
La lithosphère
2 - Le magma n’est liquide que très près de la surface
et ne peut que difficilement traverser la lithosphère.
Voici le plan que nous allons suivre
pour expliquer la fusion du manteau et
le volcanisme des rifts :
1 - composition de l’asthénosphère
2 - formation du liquide magmatique et composition
des basaltes
3 - remontée du magma
4 - le volcanisme basaltique
5 - le volcanisme des rifts
Le volcanisme des dorsales et des points chauds est une autre forme
de volcanisme basaltique. Il fera l’objet d’un autre exposé.
Rappel sur la constitution de la terre
La croute :
zone rigide
MOHO : 300 à 600°C
et ~1 GPa
Température : 1200°C
et pression de 2 GPa
Début de fusion
des eutectiques
2000°C et 25 GPa :
Fin de la fusion
des eutectiques
Zone du
Manteau rigide
La lithosphère
correspond à
la plaque
tectonique
L’asthénosphère : zone où les eutectiques fondus
forment du magma
Zone rigide car les
eutectiques ne sont pas fondus
3500°C et 140 GPa
Zone fondue?
Zone liquide
riche en Fe, Si, Ni
5000°C
6370 Km : rayon de la terre
1- Que connaît-on de la composition
de l’asthénosphère?
On connaît l’asthénosphère à partir :
de remontées du manteau
au niveau d’anciennes dorsales,
par des xénolithes,
par des essais de compression
à haute pression et haute température,
et par le métamorphisme.
Les ophiolites d’Oman :
un morceau du manteau supérieur ramené à la surface de la terre
Le manteau observé en Oman :
en brun : de l’olivine serpentinisée
en vert bronze : un orthopyroxène
Exemple de xénolithe :
bombe volcanique contenant de la Basanite (noire) et de la Dunite (90% d’Olivine)
provenant de l’asthénosphère. Origine : île de la Réunion
Échantillon de péridotite provenant de l’asthénosphère
en enclave dans un basalte du Massif Central
Les essais de compression
à haute pression et haute température
L’échantillon
Presse de 800 tonnes
Détails
du four de fusion
Exemple de dispositif expérimental utilisé pour étudier les équilibres entre phases
à haute pression et haute température (jusqu’à 3000°C).
Le métamorphisme
avec fusion partielle
dans l’asthénosphère
Lherzolite,
Hartzburgite,
Dunite,
perovskite
2 GPa
Grenat, pyroxène et amphiboles
Minéraux
de plus
en plus
dense
1200°C
Le faciès éclogite : Omphacite, Grenat, Pyroxène, Phengite, Talc, Amphibole…
au-delà de 2 GPa et 1200°C : Lherzolite, Hartzburgite, Dunite…
au-delà de 25 GPa et 2000°C : Wadsleyite, Ringwoodite et Perovskite.
L’asthénosphère a subit le métamorphisme des plaques subduites
et le manteau inférieur, un métamorphisme général.
Grenat
Les subductions
successives
font que
l’asthénosphère
a subit
un métamorphisme
avec fusion partielle.
Lherzolithe
Hartzburgite
Dunite
Perovskite
Post-perovskite
Pression et température
font que
le manteau inférieur
a subit
un métamorphisme
général.
Le métamorphisme général, c’est, sous l’effet de la pression et de la température,
la formation de matériaux plus denses moins compressibles et moins fusibles.
Le manteau supérieur
C’est un mélange de plusieurs minéraux :
- olivine : solition solide de forstérite Mg2SiO4 et de fayalite Fe2SiO4
- orthopyroxène (les gros ions Fe, Mg) : par exemple l’enstatite Mg2Si2O6,
- clinopyroxène (les petits ions Ca) : par exemple le diopside CaMgSi2O6
- et les grenats : Mg3Al2Si3O12…
On parle de :
lherzolite si la roche est riche en diopside
hartzburgite, si elle ne contient plus de diopside
dunite si elle est à 90% de l’olivine.
Pour représenter cela, on utilise la représentation générale des silicates
et le tétraèdre du basalte.
Solutions : mélanges dans lesquels on ne peut pas distinguer les constituants dissous.
Solutions solides : mélanges solides de minéraux de composition différente mais
de structure voisine pouvant former dans un interval de température une solution.
Démixtion : séparation des constituants d’un mélange (en général dans un liquide)
Précipitation : séparation des constituants d’un mélange (en général dans un solide)
Une représentation des silicates avec
le tétraèdre Si02 – Ca0 – Al2O3 – MgO
Chaux
CaO
Les ciments
Feldspath plagioclases :
Anorthite
CaAl2Si2O8
Albite
NaAlSi3O8
Diopside
CaMgSi2O8
Les silicates d ’aluminium
(silimanite, andalousite, disthène)
Al2SiO5
Nepheline
(Na,K) Al SiO4
Aluminate de calcium
CaAl2O3
Alumine
Al2O3
Quartz SiO2
Spinelle
MgAl2O4
Magnésie
MgO
Enstatite
Mg2Si2O6
Olivine/Fosterite
(Mg,Fe)2Si2O6
Grenat
Mg3Al2Si3O12
Centre de géologie de l’Oisans
Le « tétraèdre du basalte » et le manteau
Diopside
CaMgSi2O6
Plagioclases : Anorthite
CaAl2Si2O8
Albite
NaAlSi3O8
Lherzolite :
Olivine + Enstatite +
Diopside + Grenat
Grenat
Mg3Al2Si3O12
Quartz SiO2
Néphéline
(Na,K)AlSiO4
Enstatite
Mg2Si2O6
Dunite
Mg2SiO4
fosterite
(Mg,Fe)2SiO4 olivine
Fe2SiO4
fayalite
Harzburgite
Olivine + Enstatite +
+ Grenat
Lherzolite, Hartzburgite, Dunite
un mélange de :
- olivine : la forstérite Mg2SiO4,
- ortho pyroxène : l’enstatite Mg2Si2O6,
- clinopyroxène : le diopside CaMgSi2O6
- et grenat : Mg3Al2Si3O12.
1 - composition de l’asthénosphère
2 - formation du liquide magmatique
et composition des basaltes
3 - la remontée du magma
4 - le volcanisme basaltique
5 - le volcanisme des rifts
La formation du “liquide” magmatique
à partir de 1200°C dans l’asthénosphère,
un film de liquide eutectique
se forme entre les grains de la roche.
.
C’est ce que nous allons examiner.
Les vallées eutectiques dans l’eutectique ternaire
à l’origine des basaltes
Diopside - Anorthite - Fosterite
Anorthite
La composition du liquide eutectique M
fondant à 1270 °C est
à parts égales :
diopside + anorthite
+ ~ 10% de fostérite
C’est la température la plus basse
du diagramme.
.
Diopside
Fosterite
(Olivine)
Le point de fusion de l’eutectique quaternaire
et la formation du basalte
C. Nicollet
Dans ce diagramme, l’olivine n’est pas représentée.
Harzburgite
Dunite
Lorsque le manteau est porté
à la température de 1270°C,
il commence à fondre selon la réaction
Ol+En+Di+Gt
Liquide
En réalité, plusieurs eutectiques peuvent produire
un liquide dont la composition est celle
d’un basalte ou d’un gabbro
T : 1270°C
fusion
du Basalte¹
Avec la production de basalte, la composition
du manteau fertile évolue sur une ligne reliant E à Mf ,
au delà de Mf jusqu'à la disparition du grenat
(manteau résiduel sur la ligne En-Di).
Si la fusion se poursuit, la composition du manteau
résiduel se rapproche du pôle Enstatite,
par disparition du diopside. Le manteau résiduel
devient une harzburgite avec formation
de basaltes alcalins sous-saturés (voir page39).
Si la fusion se poursuit jusqu'à disparition
de l‘enstatite, le manteau résiduel devient une dunite.
Les liquides magmatiques que l’on peut observer
et l’évolution de la Lherzolite en Harzburgite et Dunite
Diopside
CaMgSi2O6
Eutectique binaire :
Diopside-Anorthite
Plagioclase : Anorthite
CaAl2Si2O8
Eutectique binaire :
Enstatite-Diopside
Eutectique ternaire :
Enstatite-Diopside-Grenat
Lherzolite :
Olivine + Enstatite+
Diopside + Grenat
Eutectique ternaire
Diopside-Anorthite-Forsterite
Quartz SiO2
Nepheline
(Na,K)AlSiO4
Grenat
Mg3Al2Si3O12
Enstatite
Mg2Si2O6
Dunite
fosterite
Mg2SiO4
(Mg,Fe)2SiO4 olivine
Fe2SiO4
fayalite
Harzburgite
Une famille d’eutectiques
produit un magma dont
la composition est celle
d’un basalte ou d’un gabbro
La composition des basaltes
1 - Les éléments principaux : Si, Al, Fe, Mg, Ca
La composition chimique type d’un basalte est :
un peu moins de 50% de SiO2 + 10% Al2O3 + 12% FeO + 12% MgO + 12% CaO
+ des oxydes de Mn, Ti. On peut le considérer comme le mélange
des constituants suivants :
anorthite
+ enstatite
+ diopside
+ olivine
: un plagioclase CaAl2Si2O8
: un orthopyroxène Mg2Si2O6
: un clinopyroxène CaMgSi2O6
: une solution solide fostérite - fayalite (Mg,Fe)2SiO4
La microscopie optique en lumière polarisée permet de distinguer ces différents
constituants. La proportion et la dimension des cristaux correspondants à ces
constituents dépendent, comme on le verra, de l’origine du basalte en particulier
de la profondeur de formation et dépendent aussi de la vitesse de refroidissement au
moment de la solidification.
Lame mince de basalte au coeur de la
coulée
2
Lame mince de basalte en surface de la
coulée
3
2
Ce basalte tholéiitique présente des phénocristaux colorés d’olivine (1) et de
pyroxène (2) car la composition du magma n’est pas exactement celle de
l’eutectique ternaire.
La pâte microlithique de l’eutectique est constitué :
- de baguettes claires de plagioclases (anorthite) (3) généralement alignées
dans le sens de l'écoulement de la lave,
- de pyroxènes trapus (2),
- de minéraux opaques de type magnétite (oxyde de fer),
- parfois de verre (4) et de porosités (5).
On notera la différence entre la surface et le coeur de la coulée.
La composition des basaltes est plus complexe :
1 - La teneur en éléments principaux : Si, Al, Fe, Mg, Ca
mélange : anorthite + enstatite + diopside + olivine
2 - La teneur en éléments incompatibles* :
Elle dépend du taux de fusion et indique s’il y a eu des solidifications fractionnées
(chambres magmatiques intermédiaires).
Les gros ions : Na, K, Rb, Sr, Ba, U, Th… ne sont pas compatibles et
ils se concentrent dans le liquide magmatique.
Si le taux de fusion est faible et la pression élevée, la teneur du basalte en Na, K
est très élevée : c’est un basalte alcalin.
3 - La teneur en éléments compatibles* :
Ni, Co sont compatibles avec l’olivine, Nb, Ta avec le basalte, Cr avec le diopside.
La teneur du basalte en éléments compatibles indique si des solidifications
fractionnées se sont produites (enrichissement en Ni, Co, Nb, Ta ou Cr).
4 – La teneur en Rb, Sr, Nd…
Les rapports isotopiques de Rb, Sr, Nd… permettent de déterminer
l’age de cristallisation des composants du basalte.
* Au moment de la solidification, dans la relation Cs = k*Cl :
k<1 correspond aux éléments incompatibles qui restent dans le liquide et
k>1 aux éléments compatibles qui entrent dans le solide.
Composition des basaltes, origine et classification
La composition des basaltes dépend fortement de l’origine du magma :
- de la profondeur à laquelle se forme le magma : entre 20 et 100 Km,
- du taux de fusion du manteau : entre 5 et 20% de liquide extrait,
- de la présence d’eau
- de la solidification fractionnée dans la ou les chambres magmatiques
- et de la contamination par d’autres magmas ou par l’encaissant.
Aussi une classification des basaltes basée sur la composition est elle difficile.
On utilise :
- une classification à partir du tétraedre du basalte qui permet de comprendre l’influence
de la pression et du taux de fusion
- la classification de Mason très facile à comprendre et
- une classification à partir des teneurs en SiO2 et Na2O+K2O ou diagramme de Cox,
que l’on utilisera pour expliquer la différentiation magmatique et que je vous présenterai
avec le volcanisme des rifts.
Classification à partir du tétraèdre du basalte (Yodler et Tilley) :
basaltes sous-saturés, tholéites et basaltes sur-saturés
Diopside CaMgSi2O6
Volume correspondant
aux BASALTES ALCALINS
ou sous-saturés :
LES BASANITES
Volume correspondant
aux basaltes sur-saturés
ou THOLEIITES A QUARTZ
BASALTE A HYPERSTENE
(ou à Enstatite)
(Na,K)AlSiO4
SiO2
Mg2Si2O6
BASALTE A OLIVINE
Volume correspondant
aux THOLEIITES ET
THOLEIITES A OLIVINE
Classification à partir d’une projection sur la base du tétraèdre du basalte
Ce triangle est la base du tétraèdre du basalte
(le diopside n’est pas représenté et l’anorthite n’est pas dans le plan).
La composition du magma dépend de la pression et du taux de fusion du manteau.
Le basalte formé à grande profondeur (haute pression) est pauvre en silice : c’est un basalte alcalin.
Lorsque le taux de fusion augmente, le basalte devient un basalte tholeiitique.
Olivine
(Mg,Fe)2SiO4
Picrite
Basalte
tholéiitique
Basalte alcalin
à olivine
Basanite ou
basalte alcalin ou
basalte sous saturé
Enstatite
Mg2Si2O6
Basaltes
à hyperstène
Profondeur
10 Kb = 1GPa : 37 Km
30 Kb = 3GPa : 110 Km
(ou à Enstatite)
Tholéiite
à quartz
Quartz
SiO2
Nepheline
(Na,K)AlSiO4
Anorthite CaAl2Si2O8
Komatiite
Dolerite
Anorthite
Orthose
Diopside
Albite
Les magmas :
Peridotite
Basalte à olivine
Basalte tholéitique
Basalte alcalin
Basalte andésitique
(milieu hydraté)
%SiO2
Les magmas basaltiques dans la classification de Mason
Basalte des rifts : basalte alcalin
Basalte des dorsales (MORB) : basalte tholéiiique plus ou moins riche en olivine
Basalte des points chauds (OIB) : basalte tholéiitique au début, basalte alcalin ensuite
Basalte des subductions : basalte andésitique
1 - composition et fusion de l’asthénosphère
2 - formation du liquide magmatique
et la composition des basaltes
3 - La remontée du magma
4 - le volcanisme basaltique
5 - le volcanisme des rifts
La formation d’une poche de “liquide” magmatique
à 1200°C et plus dans l’asthénosphère,
il y a formation d’un film de liquide eutectique.
Mais la différence de densité entre le magma et
l’asthénosphère n’est pas suffisante pour séparer
le film de magma liquide du solide.
?
Pour que le liquide eutectique se sépare de la
partie encore solide il faut des contraintes
dépressives ou un cisaillement.
Comme partout les contraintes sont
très compressives...
dans l’asthénosphère
le liquide reste entre les grains.
Alors comment se forment
les poches de liquide magmatique?
1ère hypothèse
d = 3.3
d = 2.8
La montée d’un diapir,
La combinaison d’une différence de densité et d’un effet de mouillage,
pourrait expliquer la formation et la montée de poches de magma.
2ème hypothèse : des plissements dans l’asthénosphère
La combinaison d’un effet de différence de densité et des cisaillements
dans les plis seraient à l’origine des poches de magma
3ème hypothèse : la fusion de zones proches du noyau
expliquerait la montée de panaches de liquide…
Panache
traversant
le manteau
inférieur
(rigide)
Fusion de la
Postperovskite?
Perovskite
4ème hypothèse : Le upwelling
Il est peut être lié aux panaches
Point chaud
Croûte
océanique
Upwelling
- Un mouvement général dans
l’asthénosphère profond
(donc déplacement visqueux)
amène près de la surface de la terre
des matériaux très chauds.
- Il y a une modification très importante
des isothermes.
- La décompression près de la surface
alors que la température des matériaux
est supérieure à 1200°C
entraîne la fusion des eutectiques
basaltiques et la formation
d’un magma du type tholéiitique
car provenant d’une asthénosphère
de grande profondeur.
- Ce mécanisme explique bien le
magmatisme des dorsales et
des points chauds
49
Dans tous les cas, le moteur de la remontée des poches
de magma est une différence de densité
Densité de différents magmas
La densité de différents magmas est indiquée ci-dessous. Le magma basaltique a une densité de : 2,6 à 2,8
peu différente de la densité des roches encaissantes (d = 2,7 à 3,3). C’est cependant le moteur
de la remontée du magma vers la surface de la Terre.
La densité du magma baisse lorsque la température augmente (le basalte est plus léger à 1200°C qu’à 900°C)
et la densité baisse fortement lorsque la pression diminue. Lors de la remontée du magma, l’effet de
la diminution de pression l’emporte et la densité du magma diminue lors de la remontée : la remontée a
donc tendance à s’accélérer.
10 Km
Enfin la remonté du magma basaltique favorise le maintien
en fusion du magma
Influence de la pression
(ou de la profondeur)
sur la fusion des basaltes
Comme le liquide est plus léger que le solide,
le magma va monter vers la surface de la terre.
C’est une montée lente : en millions d’années.
La décompression favorise les mécanismes
qui correspondent à une
augmentation de volume donc la fusion.
La limite magma liquide - magma solide
évolue ainsi vers des températures plus basses
et le magma basaltique peut atteindre
la surface pour former un volcan même
en cas de refroidissement.
Température °C
800
Profondeur en km
Lors de cette remontée, le magma basaltique
subit :
- une décompression et
- un refroidissement
- mais sans réaction chimique.
basalte
solide
20
40
1200
basalte
liquide
1 - composition et fusion de l’asthénosphère
2 - formation du liquide magmatique
et la composition des basaltes
3 - la remontée du magma
4 - le volcanisme basaltique
5 - le volcanisme des rifts
et la pause...???
Voilà, voilà, c’est maintenant!
Les poches de magma liquide qui se forment
ne peuvent pas franchir les zones rigides de la lithosphère.
Il se forme une couche à la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère
( underplating ) qui reste liquide ou se solidifie vers 150 Km, donc à pression
très élevée.
Un début de solidification
de l’ « underplating »
serait à l’origine
des diamants de la Kimberlite
(dans les cratons)
et des Lamproïtes
(dans les roches plus récentes).
Les diamants se solidifient
vers 150 Km
de profondeur.
On ne devrait donc pas observer de volcanisme basaltique.
Ce sont les mouvements de convection dans le manteau
qui sont à l’origine du volcanisme basaltique.
tension
Cela circule mais il y a de nombreuses
questions sans réponse :
Quel est le moteur? La subduction?
Une seule circulation dans l’asthénosphère
ou une double circulation : asthénosphère
et manteau inférieur…?
Mais le manteau inférieur n’est pas ductile...!
Les mouvements de convection
dans l’asthènosphère ont des
conséquences sur la lithosphère :
a - ils créent des tensions dans
la lithosphère et
b - ils provoquent une subsidence
de la croûte et
Tensions et ouverture des rifts et des dorsales
La succession
des phénomènes :
Rupture de la plaque
en tension
et
remontée
de
l’asthénosphère
Amincissement
de la
lithosphère
par formation
d’un rift
Subsidence
de la croûte
Volcanisme de rift
Ouverture de la
dorsale
Volcanisme
des dorsales
Subsidence
de la zone
Formation de poches liquides
près de la surface
La montée de l’asthénosphère (chaude) et l’amincissement de la lithosphère
entraînent une subsidence : enfoncement de la croûte au niveau des rifts de l’ordre du Km.
A cause de la dynamique du manteau, plusieurs événements se produisent.
Les zones rigides se fissurent :
c’est souvent un volcanisme pré-rift,
des bloc basculés se forment :
c’est le volcanisme des rifts,
les zones rigides amincies se rompent périodiquement :
c’est le volcanisme des dorsales
et les zones rigides fondent localement :
c’est le volcanisme des points chauds.
Aujourd’hui nous allons examiner :
5 - le volcanisme pré-rift
Le volcanisme des rifts
- La remontée du magma liquide se fait par les failles en distension et le magma
forme des necks et des dikes. Il se forme aussi des poches entre les couches
sédimentaires : des sills, des lacoolites et des chambres magmatiques.
- Des blocs solides arrachés au manteau ou à la croûte, des xénolithes remontent
avec le magma.
- Les contacts roches chaudes et eau créent des gaz (vapeur d’eau), des hydrates
(serpentine) et des solutions riches en quartz ou calcite qui vont remplir les failles.
- Les gaz sont à l’origine des projections, des cendres, des lapilis : des téphras qui après
induration forment les tufs volcaniques.
- Des coulées de lave alternent avec les couches pyroclastiques et les volcans sont
souvent égueulés par les coulées latérales.
- Parfois le magma rencontre une nappe phréatique entraînant une explosion : formation
de maars qui se remplissent d’eau : gour de Tazenat.
- En fin de vie, la chambre magmatique vidée peut, par effondrement, former une caldera.
- C’est l’érosion qui révèle quelques millions d ’années plus tard les anciens necks, dikes,
sills, coulées et tufs volcaniques.
Le volcanisme des rifts
neck
Croûte
underplating
sill
Lithosphère
underplating
Asthénosphère
lacoolite
Un neck formé de brèches basanitiques
sur lequel on a construit l'église St Michel d'Aiguilhe au Puy en Velay
Le pic Inharan, piton volcanique de 1732 m de haut,
domine la ville de Tamanrasset dans le Hoggar.
C'est la partie dégagée par l'érosion d'une cheminée de laves (trachytes).
Crête de Coq, Chaudefour, Puy-de-Dôme
Restes d’un Dike formé de trachyandésite
Salisbury Crags, Edimburg, Ecosse
Un sill mis à nu par l’érosion glaciaire.
Dolérite (basalte) infiltrée entre des strates sédimentaires il y a 350 millions d’années.
Les “orgues”, cette fissuration en colonnes de
section plus ou moins hexagonale, se produit
après la solidification d’une coulée épaisse et sans
gaz. C’est le résultat du rétreint des couches
au cours du refroidissement.
Ici, une même coulée a donné lieu à trois
zones distinctes correspondant à des conditions
de refroidissement différentes
Les orgues sont observées avec de nombreuses
roches volcaniques : la phonolite par exemple.
Coulée basaltique de Chilhac, Allier
Coulée de Basalte et de Dolérite mise à nu par l’érosion fluviale.
Trois coulées se sont produites entre 2,7 et 0,9 millions d’années.
On a trouvé des fossiles sous ces coulées, en particulier des fossiles d’éléphant et de cerf.
The Giant's Causeway - Northern Ireland, UK
Remarques
- Les carbonatites
Parfois on observe des carbonatites, un magma composé de calcite, de dolomie et de
carbonate de fer, liquide à 550°C.
Les carbonatites ne sont pas compatibles avec le magma basaltique (démixion) et
se séparent (flottent sans doute à la surface du magma) dans la chambre magmatique.
Les carbonatites apparaîssent à la fin d’une éruption (Exemple : le Kaiserstuhl,
fossé Rhenan).
Les carbonatites sont un peu un mystère car on devrait en observer souvent compte tenu
de la quantité de calcaire. Mais le carbonate de calcium se décompose avant de fondre
et donne du CO2. Les carbonates de Li, Na, K fondent à basse température (entre 400°C
et 800°C). Ils forment avec SiO2 des magmas qui peuvent dissoudre le carbonate de calcium.
C’est probablement de cette manière que se forment les carbonatites.
- La partie visible des volcans…
Le volcanisme que l’on voit : les restes de cônes volcaniques, les laves, les roches qui
forment les necks, les dikes… sont représentatifs de ce qui s’est passé en fin de vie.
Ce que le volcan a produit au tout début est rarement accessible. Il se trouve à
5 ou 10 Km de la surface.
Des datations récentes effectuées sur les roches du Massif Central confirment cette
remarque : le volcanisme le plus récent correspond à un magma « évolué » par rapport
au magma primitif.
Evolution des magmas de la Chaine des Puys
Evolution du magma des rifts
- Le basalte des rifts correspond à un basalte formé vers 100 Km de profondeur généralement
avec un taux de fusion du manteau faible. Le magma est donc riche en K, Na, Ca, Sr :
c’est une basanite ou basalte alcalin (Exemple : basaltes dans le Massif Central).
- Une solidification fractionnée (fin de vie du volcan) conduit à la formation de péridotites
qui restent au fond de la chambre magmatique et
de trachytes et phonolites que l’on observe en surface. Exemples : la phonolite de Devil’s
Tower, Wyoming ou les trachytes observées dans le Massif Central et au Hoggar.
évolution
des magmas
basaltiques
dans le
diagramme de
Cox
Enfin ce sont les gaz qui déterminent les éruptions,
la nature des roches et la forme des volcans!
L’expulsion du magma hors du volcan est du aux gaz. Les gaz c’est la vapeur d’eau, le CO2… Ils sont
dissous dans le magma et apparaissent lors d ’une décompression et lors de la solidification
sous forme de bulles qui créent une mousse avec une très forte expansion.
Les bouchons, ce sont les failles de la lithosphère, des blocks qui peuvent obstruer le conduit et les
pré solidifications dues au refroidissement lors du dégazage.
Avec le débouchage, la mousse est éjectée hors de la chambre magmatique : la lave est poreuse
produisant des volcans caractérisés par des cones de ponces, cheires et cendres.
Un débouchage lent permet un dégazage important dans la chambre magmatique et la coulée de laves
« calmes », lisses ou cordées, sans explosion (coulée de Chilhac).
.
Eau gazeuse,
bière,
champagne...
Dégazage du basalte lors de la solidification :
les pouzzolanes
Après l’arrêt du volcanisme, l’érosion a conservé les cônes de scories
Chaîne des Puys en Auvergne
Formes du volcanisme de rift
Ex : le Massif Central
Volcan
bouclier
Hawaïen
absent
Plinien
souvent
aiguille de
Trachyte
qui obstrue
la cheminée
Stratovolcan
Strombolien
le plus fréquent
alternance de pouzzolane et de cheires
Le Cantal, Puy de la Vache, Lemptegy
Vulcanien
maars
gour de Tazenat
Péléen
Puy de Dôme
Puy Chopine