Magma calco-alcalin
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Les roches magma,ques But du cours Comprendre les roches endogènes • leur organisation interne: minéralogie • leur diversité: classification • leur origine: genèse des magmas • leur répartition sur la Terre: géodynamique interne Rappels Introduction Magma: mélange essentiellement silicaté (phase fluide + cristaux + gaz dissous) Type de magma Physiques Chimiques Roche préférentiellement formée Ultrabasique 1200°C < T Très peu visqueux Très riche en Fe, Mg, Ca Péridotite (π) Basique 1000 °C< T < 1200°C Peu visqueux Riche en Fe, Mg, Ca Pauvre en K, Na, Si Basalte (β) Intermédiaire 750°C < T < 1000°C Visqueux Présence de Fe, Mg, Ca, Na, K, Si Andésite (α) Acide T < 750°C Très visqueux Pauvre en Fe, Mg, Ca Riche en K, Na, Si Granite (γ) Caractéristiques Introduction Cristallisation fractionnée: processus d’évolution et de différenciation magmatique Magma primaire Magma intermédiaire Magma différencié Liq0 - Sol0 Liq Rés1 - Sol1 Liq Rés2 - Sol2 Sol3 Roche basique Roche intermédiaire Roche acide T°C SiO2 FeMg Introduction Roches magmatiques: roches résultant de la solidification d’un magma Principales familles Principaux minéraux Oliv Pyrox Amph Micas Qz Péridotites x x Gabbro/Basalte x x x Diorite/Andésite x x Granodiorite/Dacite x x x x x Syénite/Trachyte Granite/Rhyolite Fd Alc Plagio Plagio Na > Ca Na < Ca x x x x x x x x x x x x x Séries magma.ques Définition Série magmatique: association de roches magmatiques co-génétiques (càd, qui dériveraient d’un même magma initial par cristallisation fractionnée), dont la distribution est limitée dans le temps et dans l’espace. Série magmatique Critères chimiques et minéralogiques Critères temporels et spatiaux Définition Il existe 5 séries magmatiques: ultra-alcaline alcaline transitionnelle calco-alcaline tholéitique Définition Chaque série contient des R. primaires, intermédiaires et différenciées. Série magmatique Roches primaires Roches intermédiaires Roches différenciées Hyper-alcaline ou Shoshonitique Basalte à f., Néphélinite Néphélinite Shoshonite Moyennement Alcaline Basalte alcalin à olivine Téphrite Phonolite Transitionnelle ou Alcaline sodique Basalte à olivine Hawaïte Mugéarite Benmoréite Trachyte Alcaline potassique Basalte alcalin Trachy-andésite Rhyolite Calco-alcaline Basalte andésitique Andésite Dacite Rhyolite Tholéitique Basalte tholéitique Ferrobasalte Icelandite Rhyolite Hawaïte:β alc. à andésine Mugéarites: α à oligoclase et CPx riche en Ca Benmoréites: α à Plagio Na Icelandite: α à labrador et CPx pauvre en Ca Shoshonite: Tep à labrador, Oliv, CPx et f Tholéitique: β à Px, Plagio et Qz Identification des séries magmatiques Diagramme %SiO2 vs. (%Na2O + %K2O) Définition Mais, en pratique, on en distingue 3 principales: ultraalcaline bcp de f alcaline calco-alcaline tholéitique Alc/SiO2 fort Alc/SiO2 moy Alc/SiO2 faible moyennement alcaline peu ou pas de f alcaline alcaline sodique potassique Na > K Na < K Définition Chaque série contient des R. primaires, intermédiaires et différenciées. Série magmatique Roches primaires Roches intermédiaires Roches différenciées Alcaline Basalte alcalin Hawaïte Mugéarite Benmoréite Phonolite Trachyte Rhyolite Calco-alcaline Basalte andésitique Andésite Dacite Rhyolite Tholéitique Basalte tholéitique Ferrobasalte Icelandite Rhyolite Hawaïte:β alc. à andésine Mugéarites: α à oligoclase et CPx riche en Ca Benmoréites: α à Plagio Na Icelandite: α à labrador et CPx pauvre en Ca Shoshonite: Tep à labrador, Oliv, CPx et f Tholéitique: β à Px, Plagio et Qz Identification des séries magmatiques Diagramme %SiO2 vs. (%Na2O + %K2O) Identification des séries magmatiques Diagramme %SiO2 vs. (%Na2O + %K2O) Identification des séries magmatiques Diagramme %SiO2 vs. (%Na2O + %K2O) Identification des séries magmatiques Diagramme AFM S. tholéitique: Fe S. calco-alcaline: Fe Synthèse Caractères distinctifs des 3 principales séries magmatiques Chimie Série alcaline Série tholéitique Série calco-alcaline 40% < % SiO2 < 47% 4% < Alc 1% < K2O 2% < TiO2 48% < % SiO2 < 52% Alc < 4% K2O < 1% TiO2 < 2% 52% < % SiO2 < 62% Bas < 25% 1% < K2O TiO2 < 2% R. ultra-basique à basique R. basique R. intermédiaire Minéralogie Olivine: abondante et stable Pyroxènes: Augite Oxydes: Ilménite + Magnétite Plagio: An75-60 Olivine: rare et réactionnelle Pyroxènes: Augite + 1 Px non Ca Oxydes: Magnétite Plagio: An90-75 Olivine: réactionnelle Pyroxènes: Augite + Hypersthène Oxydes: Magnétite Plagio: An60-45 Feldspathoïde possible Feldspath K possible Tridymite possible Tridymite Amphibole et Biotite R. mélanocrate à mésocrate R. mésocrate R. mésocrate à leucocrate Basalte alcalin Basalte tholéitique Andésite Conclusions Chaque série se distingue par des caractéristiques primaires et a donc une origine différente. Origine des magmas Fusion partielle Magma: phase fluide résultant de la fusion d’une roche magmatique Fusion partielle: processus inverse de la cristallisation fractionnée Liquide + Résidu solide Fusion partielle MAGMA ROCHE Cristallisation fractionnée Solide + Liquide résiduel Fusion partielle La fusion d’une roche est contrôlée par: - la température: T°C avec la profondeur - la pression, qui s’oppose à l’agitation atomique: Pkbar avec la profondeur - la présence d’eau: [H2O] avec la profondeur T°C et Pkbar contrôlent le degré de fusion partielle. + T°C , + le degré de fusion partielle + Pkbar, + le degré de fusion partielle La fusion d’une roche est liée au gradient géothermique (33°C/km). Fusion partielle Dans des conditions normales, le gradient géothermique ne franchit pas le solidus: la fusion des roches ne peut avoir lieu. La fusion peut avoir lieu, si l’un des facteurs est modifié. Solidus: courbe marquant le début de la fusion partielle Liquidus: courbe marquant le début de la fusion totale Péridotite anhydre T°C min de fusion = 1150 °C Fusion partielle La fusion partielle peut être due à : - un réchauffement isobare (hausse de la température à P constante) par apport d’énergie. Lieu: Point chaud Fusion partielle La fusion partielle peut être due à : - une décompression adiabatique (chute de pression à T°C constante) sans échange de chaleur. Lieu: sous les dorsales Dessin ou schéma de corps magmatiques Fusion partielle La fusion partielle peut être due à : - une baisse du point de fusion (à T°C et P constantes) par apport de fluides (H2O, CO2) Lieu: Zone de subduction Nature possible du matériel solide Rappels sur la structure interne de la Terre Discontinuité: changement des paramètres physiques (d, P, T°C, rigidité, viscosité) ou chimiques. Moho: 30 km ZMV: 70-150 km Z. transition: 400-700 km Gutemberg: 2900 km Lehmann: 5200 km ZMV: Vp et Vs , car présence de phase fluide. Nature possible du matériel solide Rappels sur la structure interne de la Terre Le lieu le plus propice à la formation des magmas est la Zone de Moindre Vitesse. La ZMV marque la limite entre: - la lithosphère (croûtes + partie sommitale du manteau sup). - l’asthénophère. Nature possible du matériel solide Sur terre, il existe 3 types de matériel solide pouvant subir une fusion partielle: Manteau Croûte océanique Croûte continentale Nature possible du matériel solide Chaque enveloppe est caractérisée par une composition chimique différente. Oxyde Croûte continentale Croûte océanique Manteau sup. SiO2 61,5 50,4 44,8 TiO2 0,7 1,7 0,2 Al2O3 15,1 14,9 4,5 FeO* 5,7 10,2 8,4 MnO 0,1 0,2 0,1 MgO 3,7 7,3 37,2 CaO 5,5 11,3 3,6 Na2O 3,2 2,9 0,6 K 2O 2,2 0,3 0,1 H 2O 1,0 0,4 0,1 Bas 15,0 29,0 49,3 Alc 5,4 3,2 0,7 Croûte continentale SiO2 > 52% Bas > 10 % Alc = Ca Roche intermédiaire et calco-alcaline Croûte océanique SiO2 > 45% Bas > 25 % Alc < Ca Roche basique et calco-sodique Manteau supérieur SiO2 < 45% Bas > 50 % Alc < Ca Roche ultrabasique et calco-sodique Nature possible du matériel solide Chaque enveloppe est donc caractérisée par un type de roche magmatique différent. Manteau Croûte océanique Croûte continentale Péridotite Basalte Andésite Nature possible du matériel solide Magma: étape transitoire entre une phase de fusion partielle d’une zone mantellique ou crustale et une phase de solidification. Matériel Mécanisme Série magmatique Croûte océanique du point de fusion Calco-alcaline Croûte continentale Réchauffement isobare Alcaline Manteau Détente adiabatique Tholéitique Origine des magmas tholéitiques Hypothèses et pétrologie expérimentale En 1928, Bowen a émis l’hypothèse que les basaltes tholéitiques provenaient de la fusion partielle d’une roche mère ayant la composition d’une péridotite à feldspaths calciques. Des travaux expérimentaux ont affiné cette hypothèse et ont montré qu’: - un assemblage minéralogique (Ol + Px + Plagio Ca) est instable si: P > 8-10 kbar T°C > 1100°C Profondeur < 25 km sous les océans - la roche mère théorique (ou pyrolite) serait une péridotite de type Lherzolite. SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K 2O 45,16 0,76 3,54 0,46 8,04 0,14 37,49 3,08 0,57 0,13 Origine des magmas tholéitiques Origine de la roche mère Péridotites: R. ultra-mafiques typiques du manteau sup., composées principalement de 3 minéraux FeMg et d’un minéral alumineux Olivine Plagioclase Forstérite (Mg2SiO4) = πà P< 10 kbar Plagioclase + ClinoPyroxène Diopside (CaMgSi2O6) + Spinelle = πà Spinelle 10 < P < 20 kbar Grenat = πà Grenat P > 20 kbar + Orthopyroxène Enstatite (Mg2Si2O6) Spinelle: Oxyde typique du métamorphisme de MP Grenat : (néso)silicates typiques du métamorphisme de HP Origine des magmas tholéitiques Produits de la fusion partielle de la roche mère La Lherzolite donne par fusion partielle (°fp > 20%) un liquide basaltique tholéitique et un solide résiduel péridotite de type Harzburgite appauvri en certains éléments (Ti, Al, Ca, Na, K). Liquide magmatique BP, HT ° fp > 20% Prof = 60 km Basalte tholéitique Péridotite initiale Lherzolite Résidu de fusion Harzburgite Origine des magmas alcalins Hypothèses et pétrologie expérimentale Des travaux expérimentaux ont démontré que: - les basaltes alcalins résulteraient également de la fusion partielle d’une péridotite de type Lherzolite, - mais à une profondeur plus importante (HP, HT) et avec un degré de fusion partielle plus faible (°fp < 5%) Origine des magmas alcalins Produits de la fusion partielle de la roche mère La Lherzolite donne par fusion partielle (°fp < 5%) un liquide basaltique alcalin et un solide résiduel péridotite de type Harzburgite appauvri en certains éléments (Ti, Al, Ca, Na, K). Liquide magmatique BP, HT ° fp > 20% Prof = 60 km HP, HT ° fp < 5% Prof = 200 km Péridotite initiale Basalte tholéitique Basalte alcalin Lherzolite Résidu de fusion Harzburgite Origine des magmas calco-alcalins Hypothèses et pétrologie expérimentale L’origine des magmas calco-alcalins a été plus problématique à déterminer car il faut satisfaire à plusieurs contraintes: Les magmas doivent: - présenter un caractère hydraté, - être du type ultrabasique ou basique, - subir une évolution et une différenciation magmatique. Origine des magmas calco-alcalins Hypothèses et pétrologie expérimentale 1ère hypothèse: les magmas calco-alcalins proviendraient d’une contamination de magmas basaltiques par des granites et des roches sédimentaires lors de l’ascension du magma. Les progrès de la géochimie isotopique ont infirmé cette hypothèse en démontrant que la signature isotopique des magmas calco-alcalins était incompatible. Origine des magmas calco-alcalins Hypothèses et pétrologie expérimentale 2ème hypothèse: les magmas calco-alcalins résulteraient de la fusion partielle de péridotites mantelliques hydratées par l’apport d’H2O provenant de la croûte océanique subductée subissant le métamorphisme. Pour répondre à toutes les contraintes, le modèle proposé repose sur: - des interactions entre manteau et croûte (assimilation et transfert de fluide), - une différenciation par cristallisation fractionnée, - des mélanges de magma. Contexte géodynamique Introduction L’activité volcanique se concentre essentiellement aux limites des plaques mais également au cœur des plaques (océaniques ou continentales). Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Dorsales océaniques Au niveau des dorsales, la croûte océanique est amincie, du fait de la divergence lithosphérique, ce qui provoque une remontée du manteau. Remontée du manteau P à T° cte Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Dorsales océaniques Au niveau des dorsales, la croûte océanique est amincie, du fait de la divergence lithosphérique, ce qui provoque une remontée du manteau. Remontée du manteau P à T° cte Décompression adiabatique Fusion partielle (20%) à BP, HT de péridotite Magma tholéitique Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Dorsales océaniques Dans la chambre magmatique, des cellules de convection se mettent en place à cause des flux de chaleur et des apports de magma. Cellules de convection Différentiation & Evolution magmatique Séquence ophiolitique Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Dorsales océaniques Au niveau des rides médio-océaniques, on observe des basaltes en forme de coussin (pillow lava) appelés MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt) MORB: Mid-Ocean Ridge Basalt Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Rifting continental Rifting continental: 1ère phase géodynamique de séparation entre 2 plaques Remontée du manteau Dôme lithosphérique Rift Est Africain Fusion partielle (5%) à HP, HT de péridotite Magma alcalin Magmatisme associé à la divergence lithosphérique Rifting continental Si la phase d’extension se poursuit, la croûte s’amincit. Remontée du manteau P à T° cte Décompression adiabatique Fusion partielle (20%) à BP, HT de péridotite Magma tholéitique Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs insulaires Au niveau des zones de subduction (co-co), la croûte océanique, qui s’enfonce (P et T° ), subit le métamorphisme (modification minéralogique à l’état solide). Décarbonations et déshydratations Libération de CO2 et H2O Hydratation du manteau P > 10-15 kbar Prof > 30-50 km Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs insulaires Au niveau des zones de subduction (co-co), la croûte océanique, qui s’enfonce (P et T° ), subit le métamorphisme (modification minéralogique à l’état solide). Décarbonations et déshydratations Libération de CO2 et H2O Hydratation du manteau Fusion partielle de péridotite hydratée (30 km) Magma calco-alcalin Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs insulaires Au niveau des zones de subduction (co-co), le magma calco-alcalin, formé vers 30 km de profondeur, remonte à la surface pour former des basaltes et des andésites. Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs insulaires Au niveau des zones de subduction (co-co), on observe du magmatisme de type calco-alcalin. IAT: Island Arc Tholeit Arc des Petites Antilles: Montagne Pelée (Martinique), La Soufrière (Guadeloupe), Mont-Serrat (Saint Vincent) Pinatubo (Philippines) Ceinture de Feu du Pacifique Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs continentaux Au niveau des zones de subduction (co-cc), la croûte océanique, qui s’enfonce (P et T° ), subit le métamorphisme (modification minéralogique à l’état solide). Décarbonations et déshydratations Libération de CO2 et H2O Hydratation du manteau Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs continentaux Au niveau des zones de subduction (co-cc), la croûte océanique, qui s’enfonce (P et T° ), subit le métamorphisme (modification minéralogique à l’état solide). Décarbonations et déshydratations Libération de CO2 et H2O Hydratation du manteau Fusion partielle de péridotite hydratée (70 km) Magma calco-alcalin Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs continentaux Au niveau des zones de subduction (co-cc), la fusion partielle, débutant à une plus forte profondeur, ne permet pas à la totalité du magma d’atteindre la surface. Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs continentaux Au niveau des zones de subduction (co-cc), on observe du volcanisme aérien de type andésitique. Chaînes des Cascades: Mont Saint-Helens La ceinture volcanique de l’Amérique Centrale La cordillère des Andes Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Arcs continentaux Au cours de la remontée du magma, la croûte continentale peut fondre partiellement et donner naissance à des magmas granitiques: il s’agit de l’anatexie crustale. Remontée du magma T localement du gradient géothermique Fusion partielle de la croûte continentale Magma granitique T°C de fusion = 750 °C Magmatisme associé à la convergence lithosphérique Orogenèse Au niveau des zones de collision (cc-cc), la formation de chaînes de montagnes entraîne un épaississement crustal. Epaississement crustal P et T Libération d’H2O et de CO2 Fusion partielle de la croûte continentale hydratée Magma granitique T°C de fusion = 750 °C Magmatisme intraplaque L’activité volcanique intraplaque est marquée par l’existence de points chauds (hot spots). Ils résultent de remontées de panaches mantelliques dues à des courants de convections au sein du manteau inférieur (anomalies thermiques). Remontée de panaches mantelliques T° localement à P cte Magmatisme intraplaque L’activité volcanique intraplaque est marquée par l’existence de points chauds (hot spots). Ils résultent de remontées de panaches mantelliques dues à des courants de convections au sein du manteau inférieur. Remontée de panaches mantelliques T° localement à P cte Fusion partielle °fp = 20 % BP, HT °fp = 5 % MP, HT Tholéitique alcalin Magmatisme intraplaque Au niveau des points chauds, on observe un alignement de volcans: - sous marins émettant des basaltes alcalins, - aériens émettant des basaltes tholéitiques. Le Piton de la Fournaise (La Réunion) Etna (Italie) Hawaï OIB: Oceanic Island Basalt
