Lesrochesmagmaques - masterpro-ere.u-bourgogne.frmasterpro-ere.u-bourgogne.fr/sessions/images/stories/M1/petro_endo... · Diagramme %SiO 2 vs. (%Na 2O + %K 2O) Identification des

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

Caractéristiques Roche préférentiellement

formée Physiques Chimiques

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)

Introduction

Liq0 - Sol0

Liq Rés2 - Sol2

Sol3

Magma primaire Magma intermédiaire

Liq Rés1 - Sol1

Magma différencié

Roche basique Roche intermédiaire Roche acide

Cristallisation fractionnée: processus d’évolution et de différenciation magmatique

SiO2

FeMg

T°C

Introduction

Roches magmatiques: roches résultant de la solidification d’un magma

Principales familles

Principaux minéraux Oliv Pyrox Amph Micas Qz Fd Alc Plagio

Na > Ca Plagio Na < Ca

Péridotites x x x

Gabbro/Basalte x x x x

Diorite/Andésite x x x x x

Granodiorite/Dacite x x x x x

Syénite/Trachyte x x x x

Granite/Rhyolite x x x x

Séries magma.ques

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.

Définition

Critères chimiques et minéralogiques

Série magmatique

Critères temporels et spatiaux

Il existe 5 séries magmatiques:

Définition

ultra-alcaline alcaline transitionnelle calco-alcaline tholéitique

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

Chaque série contient des R. primaires, intermédiaires et différenciées.

Définition

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:

alcaline calco-alcaline tholéitique

ultra- alcaline

moyennement alcaline

alcaline

sodique

alcaline

potassique

Alc/SiO2 fort Alc/SiO2 moy Alc/SiO2 faible

bcp de f

peu ou pas de f

Na > K Na < K

Chaque série contient des R. primaires, intermédiaires et différenciées.

Définition

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








Diagramme AFM

S. tholéitique: Fe

S. calco-alcaline: Fe

Série alcaline Série tholéitique Série calco-alcaline

Chim

ie

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

Feldspathoïde possible Feldspath K possible

Olivine: rare et réactionnelle

Pyroxènes: Augite + 1 Px non Ca

Oxydes: Magnétite

Plagio: An90-75

Tridymite possible

Olivine: réactionnelle

Pyroxènes: Augite + Hypersthène

Oxydes: Magnétite

Plagio: An60-45

Tridymite Amphibole et Biotite

R. mélanocrate à mésocrate R. mésocrate R. mésocrate à leucocrate

Basalte alcalin Basalte tholéitique Andésite

Synthèse

Caractères distinctifs des 3 principales séries magmatiques

Conclusions

Chaque série se distingue par des caractéristiques primaires et a donc une origine différente.

Origine des magmas

Fusion partielle

Fusion partielle: processus inverse de la cristallisation fractionnée

MAGMA ROCHE Fusion partielle

Cristallisation fractionnée

Solide + Liquide résiduel

Liquide + Résidu solide

Magma: phase fluide résultant de la fusion d’une roche magmatique

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

La fusion d’une roche est liée au gradient géothermique (33°C/km).

T°C et Pkbar contrôlent le degré de fusion partielle.

+ T°C , + le degré de fusion partielle + Pkbar, + le degré de fusion partielle

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

T°C min de fusion = 1150 °C

Péridotite anhydre

Fusion partielle

- un réchauffement isobare (hausse de la température à P constante) par apport d’énergie.

La fusion partielle peut être due à :

Lieu: Point chaud

Fusion partielle

- 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

- une baisse du point de fusion (à T°C et P constantes) par apport de fluides (H2O, CO2)


Lieu: Zone de subduction

Rappels sur la structure interne de la Terre

Moho: 30 km

ZMV: 70-150 km

Gutemberg: 2900 km

Lehmann: 5200 km

Z. transition: 400-700 km

Discontinuité: changement des paramètres physiques (d, P, T°C, rigidité, viscosité) ou chimiques.

Nature possible du matériel solide

ZMV: Vp et Vs , car présence de phase fluide.

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 lithosphère (croûtes + partie sommitale du manteau sup). -  l’asthénophère.

La ZMV marque la limite entre:


Croûte continentale Croûte océanique Manteau

Sur terre, il existe 3 types de matériel solide pouvant subir une fusion partielle:

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 K2O 2,2 0,3 0,1 H2O 1,0 0,4 0,1

Bas 15,0 29,0 49,3 Alc 5,4 3,2 0,7

Croûte continentale

SiO2 > 52%

Roche intermédiaire et calco-alcaline

Bas > 10 % Alc = Ca

Croûte océanique

SiO2 > 45%

Roche basique et calco-sodique

Bas > 25 % Alc < Ca

Manteau supérieur

SiO2 < 45%

Roche ultrabasique et calco-sodique

Bas > 50 % Alc < Ca


Chaque enveloppe est donc caractérisée par un type de roche magmatique différent.

Andésite Basalte Péridotite

Croûte continentale Croûte océanique Manteau


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

Réchauffement isobare

Calco-alcaline

Croûte continentale

Manteau Détente adiabatique

du point de fusion

Tholéitique

Alcaline

Origine des magmas tholéitiques

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’:

P > 8-10 kbar T°C > 1100°C Profondeur < 25 km sous les océans

-  un assemblage minéralogique (Ol + Px + Plagio Ca) est instable si:

Hypothèses et pétrologie expérimentale

-  la roche mère théorique (ou pyrolite) serait une péridotite de type Lherzolite.

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O 45,16 0,76 3,54 0,46 8,04 0,14 37,49 3,08 0,57 0,13


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 Forstérite (Mg2SiO4)

ClinoPyroxène Diopside (CaMgSi2O6)

Orthopyroxène Enstatite (Mg2Si2O6)

P< 10 kbar

10 < P < 20 kbar

P > 20 kbar

Plagioclase

Spinelle

Grenat

+

+

+

= π à

Plagioclase

= π à

Spinelle

= π à Grenat

Spinelle: Oxyde typique du métamorphisme de MP

Grenat : (néso)silicates typiques du métamorphisme de HP


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).

Produits de la fusion partielle de la roche mère

Péridotite initiale

Liquide magmatique

Résidu de fusion

Basalte

tholéitique

Harzburgite Lherzolite

BP, HT ° fp > 20%

Prof = 60 km

Origine des magmas alcalins

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%)

Liquide magmatique

Résidu de fusion

Basalte

tholéitique

Harzburgite

Basalte alcalin

HP, HT ° fp < 5%

Prof = 200 km

Produits de la fusion partielle de la roche mère

Origine des magmas alcalins

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).

BP, HT ° fp > 20%

Prof = 60 km

Péridotite initiale

Lherzolite

L’origine des magmas calco-alcalins a été plus problématique à déterminer car il faut satisfaire à plusieurs contraintes:

Origine des magmas calco-alcalins


-  présenter un caractère hydraté,

-  être du type ultrabasique ou basique,

-  subir une évolution et une différenciation magmatique.

Les magmas doivent:



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.



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.

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.

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



Au niveau des dorsales, la croûte océanique est amincie, du fait de la divergence lithosphérique, ce qui provoque une remontée du manteau.


P à T° cte

Décompression adiabatique

Fusion partielle (20%) à BP, HT de péridotite

Magma tholéitique



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



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


Rifting continental

Rifting continental: 1ère phase géodynamique de séparation entre 2 plaques


Dôme lithosphérique

Fusion partielle (5%) à HP, HT de péridotite

Magma alcalin

Rift Est Africain


Rifting continental

Si la phase d’extension se poursuit, la croûte s’amincit.


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).

Hydratation du manteau

P > 10-15 kbar

Prof > 30-50 km

Décarbonations et déshydratations

Libération de CO2 et H2O

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).


Fusion partielle de péridotite hydratée (30 km)

Magma calco-alcalin




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.

Arcs insulaires


Ceinture de Feu du Pacifique

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)

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).




Arcs continentaux



Fusion partielle de péridotite hydratée (70 km)

Magma calco-alcalin

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).



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.

Au niveau des zones de subduction (co-cc), on observe du volcanisme aérien de type andésitique.


Arcs continentaux

La ceinture volcanique de l’Amérique

Centrale

La cordillère des Andes

Chaînes des Cascades:

Mont Saint-Helens

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.

T°C de fusion = 750 °C

Remontée du magma

T localement

du gradient géothermique

Fusion partielle de la croûte continentale

Magma granitique


Orogenèse

Au niveau des zones de collision (cc-cc), la formation de chaînes de montagnes entraîne un épaississement crustal.

T°C de fusion = 750 °C

Epaississement crustal

P et T

Libération d’H2O et de CO2

Fusion partielle de la croûte continentale hydratée

Magma granitique

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


Fusion partielle

°fp = 20 % BP, HT

Remontée de panaches mantelliques

T° localement à P cte

°fp = 5 % MP, HT

Tholéitique alcalin

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.

Au niveau des points chauds, on observe un alignement de volcans:

OIB: Oceanic Island Basalt


-  sous marins émettant des basaltes alcalins,

-  aériens émettant des basaltes tholéitiques.

Le Piton de la Fournaise (La Réunion)

Etna (Italie)

Hawaï

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