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PETROLOGIE ENDOGENE

INTRODUCTION
Comme l’indique son étymologie grecque (petros : pierre et logos : discours). La pétrologie est la science des roches, elle s’attache à décrire, à définir, à classer les roches et ensuite à établir les lois régissant les modes de mise en place en cherchant  leur origine et leur évolution. Elle étudie les matériaux se présentant sous trois aspects de la matière, c’est-à-dire aspects solide,  liquide et gazeux.
Si la pétrographie ne cherche qu'à décrire les roches, la pétrologie est la discipline dont l'objectif est de déterminer les mécanismes de formation et d'évolution d'une roche. Une étude pétrologique est expérimentale et cherche à modéliser les conditions de la formation et de l'évolution d'une roche au cours de son histoire, en se basant sur les données issues de diverses analyses (pétrographique, chimique…). On distingue la pétrologie exogène, qui s'intéresse aux processus de formation des roches sédimentaires à la surface de la Terre[], de la pétrologie endogène, qui est axée sur les processus de formation des roches magmatiques et sur les processus métamorphiques au sein de la lithosphère[]. Celle-ci est une enveloppe externe de la Terre, composée de la croûte et de la partie superficielle du manteau supérieur.
Les roches sont constituées en majorité d’éléments solides cristallisés, c’est-à-dire les minéraux ou d’éléments amorphes tels que les verres et les gels. Les phases liquide et gazeuse sont parfois des constituants majeurs des roches, mais se présentent en général sous forme d’inclusion.

La pétrologie endogène étudie les roches formées par des phénomènes fondamentaux ci-après :
Le magmatisme : qui se distingue par le passage transitoire des matériaux à l’état au moins à partie fondue. Les roches magmatiques sont  issues de la transformation des liquides vers les solides. La détermination de leurs propriétés permet d’estimer qualitativement et quantitativement les paramètres contrôlant les processus irréversibles et d’en suivre l’évolution ;
Le métamorphisme : qui correspond aux transformations subies à l’état solides par les roches quel qu’en soit leur origine. Les roches métamorphiques acquièrent leurs propriétés lors de la succession d’événements complexes où les périodes d’équilibres thermodynamiques alternent avec les périodes de déséquilibres.
         
Les 2 phénomènes sont liés intimement, le métamorphisme s’achève par l’anatexie avec l’apparition de la première goutte de liquide de fusion partielle alors que le magmatisme se termine au solidus par la disparation de la dernière goutte de liquide résiduel. L’alternance fusion solidification définit ainsi, dans la croûte terrestre et dans le manteau, un cycle évolutif des roches et la mise en évidence du dit cycle et de ces différentes étapes constituant l’un des buts de la pétrologie endogène.


Chapitre 1. : LA STRUCTURE  INTERNE  DU  GLOBE  TERRESTRE

I. Introduction
Etant dans l’impossibilité d’aller voir ce qui se passe à l’intérieur du globe terrestre, les géologues et les géophysiciens ont fait appel à des méthodes dites indirectes pour ausculter l’intérieur de la Terre en envoyant des messagers particuliers représentés ici par les ondes sismiques. Ces ondes sont de 3 types :
Onde Primaire : longitudinale (onde P) ces ondes ont la particularité de traverser toutes les couches.
Ondes secondaires : transversales : ont comme particularité de ne traverser que le milieu solide et non liquide. Ces ondes S ont permis de déterminer que le noyau externe est liquide.
N.B : Les ondes P et S sont des ondes de volume ou ondes de profondeur.
Onde Longue : superficielle, lors des tremblements de terre, les ondes longues sont à la base des dégâts occasionnés par le dit tremblement de terre.

II. Constitution interne de la Terre
D’après les données sismologiques, il est démontré objectivement que le globe terrestre se trouve divisé en 3 grandes parties, nous avons :
Croute terrestre : 1% du volume total
Manteau : 84% du volume total
Noyau : 15% du volume total

1. La Croûte Terrestre
Elle est composée de deux grandes parties :
La Croûte Continentale  dont l’épaisseur moyenne est de 35 à 40 km. Et cette épaisseur peut, à certains endroits tels qu’à l’Himalaya qui est le lieu d’affrontement entre l’Inde et le continent Asiatique, aller jusqu’à 90 km d’épaisseur. L’état physique de cette croûte est solide et quant à la nature des roches, on a 1% des roches sédimentaires, des granites (granitoïdes) en raison de 39% et des roches métamorphiques (Gneiss, granulite) en raison de 60%.
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La Croûte Océanique dont l’épaisseur moyenne varie entre 8 à 10 km, du point de vue magmatique, elle est représenté par le complexe ophiolitique.


2. Le Manteau
Une discontinuité Mohorovicic sépare la croûte terrestre du manteau. Au niveau de cette discontinuité, on remarque une augmentation assez brusque de la vitesse de propagation des ondes sismiques. Deux grandes parties divisent le manteau, il s’agit :
a. Manteau supérieur
Le manteau supérieur comporte 2 subdivisions :
Le manteau lithosphérique qui est la partie superficielle du manteau supérieur et qui s’étend jusqu’à 120 km de profondeur, elle est de nature péridotitique.
Le manteau asthénosphérique qui comporte deux subdivisions :

Le manteau asthénosphérique comporte l’asthénosphère supérieure (zone à faible vitesse de propagation des ondes sismiques) et l’asthénosphère inferieur.

L’asthénosphère supérieure
 Qui s’étend entre 120 à 250 km, elle est appelée zone à faible vitesse de propagation des ondes sismiques. C’est le lieu de fusion partielle, ce qui lui permet de se déformer facilement. L’asthénosphère supérieure constitue un tapis roulant sur lequel se meuvent les plaques lithosphériques et, si l’asthénosphère supérieure n’exister pas, il n’y aura eu ni dérive des continents ni expansion océanique en quelque mot. C’est l’existence de cette zone qui assure et autorise le mouvement des plaques lithosphériques situés au-dessus de l’asthénosphère.
 L’asthénosphère inférieure
Qui s’étend de 250 à 700 km, comporte également deux parties qui diffèrent selon la nature de l’olivine qui est le constituant principale. Nous avons la structure type d’olivine jusqu’à 400km de profondeur ensuite la structure type spinelle entre 400 et 700 km.
b. Manteau inférieure
Egalement appelé mésosphère, s’étend de 700 à …………km constitué des péridotites à structure type pérovskite. Une discontinuité sépare le manteau inférieur du noyau, c’est la discontinuité de GUTENBERG. Notez également que les ondes secondaires ne peuvent aller au-delà de cette zone.  


Du point de vue chimique, le manteau présente une zonalité importante du point de vue de l’origine du magma. Les éléments traces nous ont montré que l’on peut diviser le manteau en plusieurs parties
Le Manteau Appauvri : il est situé au droit des dorsales océaniques, il est constitué des harzburgites c’est-à-dire des péridotites dont la partie alumineuse et la partie clinopyroxenitique ont disparu pendant la fusion partielle. La réaction est la suivante :
L’herzolite → harzburgibe + basalte.

Manteau enrichi : il peut également se divisé en 2 parties :
Manteau inférieur qui n’a pas trop subit des modifications
 (appauvrissement) et qui constitue le manteau originel profond
Manteau asthénosphérique peut être enrichi de 2 façons :
Au niveau d’une zone de subduction, des roches sédimentaires issues de l’érosion et qui sont riches en éléments incompatibles peuvent être réinjectées dans le manteau et participer ainsi à la chimie de celui-ci, on parlera dans ce cas de manteau métasomatisé car ces sont les fluides qui interviennent dans le transport de ces éléments incompatibles.
De même, la lithosphère dense est parfois incorporée dans le manteau supérieur et elle participe de la même façon à sa chimie ou à sa nature chimique. Certains auteurs pense que cette lithosphère subductée ne peut pas traversée la limite du manteau supérieure au manteau inférieure.

3. Le Noyau
 Il  comporte deux grandes parties
Le noyau externe : qui est à l’état liquide et les ondes S ne le traverse pas, elles sont réfléchies. Température autour de 1800-3400°c, du point de vue chimique, nous avons du Fe, Ni, des éléments plus légers tels que le S et O. les astrophysiciens pensent que l’origine du magnétisme terrestre est lié à la présence de cette zone liquide au sein du globe. La limite inférieure qui sépare le deux noyau est marqué par la discontinuité de LEHMAN.
Le noyau interne : appelé également graine, est à l’état solide, formé essentiellement de  Fe (96%) +Ni (4%). Ici la température varie entre 3500°C à 5000°C.

 

III.  Les propriétés physiques internes de la Terre

1. La chaleur de la Terre
La Terre est réchauffée à la surface par le soleil, mais elle possède aussi une chaleur interne, dont les principales sources proviennent d’une part de la désintégration des isotopes radioactifs de longue période tels que l’U, Th, K qui abondent dans la partie superficielle du globe et d’autre part de la chaleur originelle ou chaleur d’accrétion emmagasinée lors de la formation de la Terre.
Degré géothermique : c’est une grandeur qui se mesure en mètre ;        1° géothermique correspond à l’augmentation de profondeur nécessaire pour obtenir un accroissement de température de 1°C. 1° géothermique correspond à 33 m de profondeur c’est-à-dire il faut descendre de 33 m sous la Terre pour que la température s’élève de 1°C, mais il y a des exceptions, dans les gisements métallifères, la conductibilité thermique élevée des couches entraine une dispersion plus rapide de la chaleur ce qui veut dire que le degré géothermique en d’autre sera proportionnellement plus élevé en d’autre terme, qu’il faudra plus de 33 m pour obtenir une augmentation de température de 1°C. ces gisements ne retiennent pas la chaleur, au contraire pour les roches isolantes comme les roches volcaniques qui, retiennent bien la chaleur interne, le degré géothermique est plus bassa. Il faut descendre moins de 33 m pour obtenir une augmentation de température de 1°C.
Le gradient géothermique : constitue un concept différent du degré géothermique, il est même inversement proportionnel, il se mesure en degré et représente l’augmentation de température pour un accroissement donné de profondeur. Ainsi, la température est estimée à 1200°C à 120 Km de profondeur c’est la base de la lithosphère.
Les laves des volcans océaniques d’origine asthénosphériques confirment cette valeur.
Sous l’asthénosphère le manteau est solide et sa température probablement inférieure a celle de fusion pour des pressions considérées. Ici l’olivine a sa structure normale 1400°C à 400 Km de profondeur pour une pression de 130 Kbar. Cette profondeur correspond à la transition structure olivine à structure spinelle.
A cette même profondeur on observe une variation faible mais remarquable de la vitesse des ondes 1600°C à 700 Km de profondeur pour une pression de 250 Kbar. Cette profondeur correspond à la transition structure spinelle à structure pérovskite.

2. Pression
Ayant la fonction d’agiter les liaisons entre 2 atomes, l’augmentation de température tend à affaiblir les liaisons entre les atomes, en revanche, la pression joue le rôle opposé de celui de la température, elle tend à maintenir les atomes proche les uns des autres donc à les liées les uns des autres solidement.

Si la température est tellement élevée dans le manteau comment expliquer que le manteau soit à l’état solide ?
Exemple : si on extrait brutalement un morceau du manteau situé à 200km de profondeur et que nous la ramenons brutalement à la surface de la Terre. Comment vont se comporter les 2 paramètres physiques suivant pression-température ?

Dès lors que ce morceau se trouve à la surface, la pression s’annule et au départ la température est constante, en contact avec la température ambiante, elle diminue progressivement puis la roche deviendra solide.

Km
Pression (Kbar)
35
9
100
30
200
65
300
100
500
175
600
215
800
300
1000
400
2000
900
    
3. Densité
    

 

 

 

 


4. Viscosité
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État de ce qui est visqueux ou gluant. En physique, c’est la propriété que détient un fluide d’absorber une résistance l’écoulement et qui est dû au frottement réciproque des molécules qui le compose. C’est à partir des lois des corps élastico-visqueux qu’on a évalué la viscosité du globe. On considère également que le globe terrestre se comporte comme un corps élastico-visqueux.
Si un tel corps est soumis a un effort brisque tel qu’un séisme, il se comporte comme un solide élastique c’est-à-dire qu’il se déforme instantanément et la déformation est proportionnelle à la force appliquée, mais elle disparaît instantanément et le corps reprend sa forme initiale dès que la force cesse d’agir.
Si par contre il est soumis à une force constante, il se comporte comme un liquide visqueux et la vitesse de déformation est proportionnelle à la force appliquée. Elle décroit avec la température car le corps devenant de plus en plus fluide mais elle croit avec la pression. La viscosité de la lithosphère jusqu’à 120 Km de profondeur de 1024 poises celle de l’asthénosphère est de 1022 poises c’est-à-dire entre 120 et 250 Km.
La viscosité du manteau inferieur est de 1026 poises c’est-à-dire à 2900 Km. Bref c’est la viscosité qui conditionne les mouvements des matières internes.

 

 

 

 

 

 

 

 


Chapitre 2e : CARATERES GENERAUX DE MAGMA

I. Définition du magmatisme

Le magmatisme regroupe l’ensemble des phénomènes liés à la formation, à la migration et à la cristallisation des magmas.
Un magma est un bain naturel, fondu de nature silicatée ou alumino-silicatée. La teneur en Si varie entre 40 et 75% en poids.
Un magma est constitué 3phases :
Une phase liquide qui représente selon le cas 10 à 70% du magma voir  même 100% lorsque sa température est supérieure à celle du liquidus. Ces compositions sont essentiellement fonction de la matière chimique du magma. Ainsi par exemple la phase liquide atteignait 70% dans le magma du Puy en Valay (France) c’est un magma alcalin tandis qu’elle ne dépassait pas 20% dans le magma du Puy de dôme ou celui du Puy de saney (magma trachytique).
La phase solide formée des cristaux en suspension. Le magma résulte de la fusion partielle d’une roche profonde, subsiste donc à l’intérieur de la chambre magmatique des enclaves des roches étrangères arracher à la cheminé par la montée rapide de magma. D’autre part, le magma stagne à un moment ou un autre dans une chambre magmatique superficielle et en ce moment là, la cristallisation commence de sorte que les laves qui s’épanchent en surface possèdent des phases solides importantes.
Une phase gazeuse, la quantité des gaz sont très variées d’un magma à l’autre. Ils sont responsable du dynamisme plus ou moins voilant dans la ceinture de feu du pacifique, le pourcentage de l’eau est élevé environ 3,5%. Mais ce pourcentage atteint parfois 7% dans certains magma Andins (magma rhyolitique) tandis que dans le magma hawaïens la quantité est faible environ 1%, ce qui explique une éruption calme (lave effusive).
Les magmas sont également caractérisés par :
Leur température qui varie de 700°C pour un magma granitique à plus de 1200°C pour magma basaltique
Leurs viscosités est également variable
Leurs compositions chimiques.

 


II. Le Magmatisme dans le cadre de la tectonique de plaques

Depuis le début des années 1970, la géologie à subit une véritable révolution avec l’avènement de la tectonique des plaques.
C’est donc dans les limites des plaques mais également aux limites des enveloppes terrestre que se produise le magmatisme. On distingue donc 3 grandes parties :    
Limite des zones de convergence
Limite des zones de divergence
Le domaine intra plaque (continental et océanique).

A. Les limites de divergence de plaques
Elles correspondent à la montée diapirique de l’asthénosphère lors de la distension océanique. Cette distension s’effectue au niveau des dorsales médio-océaniques et aussi dans le milieu continental.
Exemple : le rift Est Africain
B. Les limites des zones de convergence
Dans ce cas, les processus sont beaucoup plus complexes.
Convergence croûte océanique – croûte océanique
Cette convergence est à l’origine d’un magmatisme essentiellement explosif. C’est le cas du magmatisme calco-alcalin et parfois effusif le cas d’un magmatisme tholeitique générateur d’andésite et de basalte qui apparaissent en surface et qui forment des chapelles d’iles qu’on appelle arc insulaire.
Convergence croûte océanique – croûte continentale
Dans ce cas, le magmatisme est complexe et est essentiellement générateur d’andésite et de rhyolite. Se développe sur des marges actives et concours à la formation des cordillères montagneuses exemple cordillère des Andes.
Convergence croûte continentale – croûte continentale
Dans ce cas, le volcanisme est pratiquement absent, en revanche le plutonisme est particulièrement important et est générateur des granites dans la croûte continentale.
Convergence croûte océanique – croûte océanique ou croûte continentale – croûte continentale avec chevauchement de la lithosphère océanique sur l’autre c’est-à-dire abduction.
Ce cas particulier revient au magmatisme de zones de distension puisqu’il fait chevaucher un morceau de la croûte océanique sur une montagne ce qui permet de l’observer plus facilement.

C. Domaine intra-plaque
Dans les océans, il existe un magmatisme basaltique d’origine profonde ce que nous appelons le point chaud en relation avec le mouvement des enveloppes au niveau de la limite manteau supérieur-manteau inférieur et de la limite manteau inférieur-noyau externe.
Ce magmatisme est ……………………………de beaucoup d’îles océaniques exemple l’île Hawaï qui mesure 400 km de diamètre au fond du pacifique et plus de 10 km de haut dont 6 km sont immergé et 4 km émergé qui constitue l’île d’Hawaï
Sur les continents, il existe un magmatisme très complexe du faite de l’importance de la croûte granitique 40% et métamorphique 60% qui fait en moyenne 35 km d’épaisseur.
Font partit de ce magmatisme, le volcanisme du rift Est-Africain, volcanisme du rift de RHENAN, en suite du lac BAÏKAL et surtout les trapps basaltiques (tholeïte continentale)
    
III.  Montée du magma et diapir mantellique

1. Mécanisme de la montée du magma
Un magma lorsqu’il vient de se former à une densité toujours plus faible que le solide qui lui a donné naissance. Conséquence, il se crée alors une instabilité gravitaire, le magma à tendance à s’élever vers la surface. Néanmoins, la pression lithosphérique étant élevée ralentit la montée.
Ce magma ne peut s’élever dans la surface que s’il existe des failles de distensions, ce le cas des grandes zones volcaniques tel que le cas des dorsales volcaniques, les rifts continentaux, les zones intra plaques continentaux et paradoxalement les zones des subductions. N’échappe à cette règle que les points chauds océaniques.
Nous pouvons remarquer qu’une grande quantité de chaleur disponible font que le magma soit volumineux, ce qui veut dire que l’instabilité gravitaire est importante également.
Dans les zones profondes, asthénosphérique voire mésosphérique, on a mit en évidence des très nombreuses diapirs ou panaches mantelliques (planche F) qui sont sous forme des champignons.
Ces diapirs ont des températures très élevées mais reste néanmoins à l’état solide mais par suite de la diminution de la densité, ces diapirs migrent vers le haut, cette montée diapirique est dû à des variations de densité mais également des variations de température c’est-à-dire la chaleur s’élève. Cette augmentation est le fait des courants de convections qui apporte de la chaleur issus des profondeurs terrestre.
2. Hybridation
On désigne par hybridation le mélange de deux magmas. Une question nous ait tous posée, ce mélange est-il possible ? Et si oui, comment peut-on le mètre en évidence ?
De prime abord il semble que 2 magmas très différents ne puissent pas se mélanger. Un magma granitique ne peut se mélanger avec un magma basaltique, car ils n’ont pas la même composition chimique, ni la même densité, ni la même viscosité, ni la même température et ni la même teneur en eau et pourtant certains magmas granitiques calco-alcalins ont des caractéristiques intermédiaires entre celle d’un basalte et celle d’un granite.     
Il est tentant de penser qu’il y a un mélange entre les 2 types de magma, par contre il est possible que des réinjections des magmas primitif puisse avoir lieu dans une chambre magmatique en cours d’évolution, ce qui aura des conséquences sur les éruptions ultérieures, mais les contrastes étant faibles il est difficile de les mettre en évidence. Ce problème est assez complexe car il faut faire une différence entre l’hybridation et contamination, cette dernière consiste à une assimilation d’éléments chimiques voir à un échange entre le magma et l’encaissant.
Ces assimilations et échanges s’effectue entre le magma qui s’élève et l’environnement solide. C’est pourquoi, il est important de comprendre également les phénomènes de contamination pour juger.
Pour faire ce jugement, ont fait appel à la géochimie des éléments traces et isotopes.
3. Contamination du magma
Lorsqu’on cherche divers contamination dans le magma, on peut d’abord faire appel à l’étude microscopique, pour voir s’il y a présence des cristaux étrangers du magma ensuite faire appel à l’analyse des éléments majeurs et enfin à l’analyse des éléments traces et des isotopes (planche F).
Ex : le rapport   = 0,702 →0,704  = 0,710.
Cette contamination dépend de la durée du magma dans la chambre magmatique (contamination cristal) Cf. fig. F’

 

 

 


IV. Géochimie des roches magmatiques  (planche G)
1. Analyse chimique des éléments majeurs
Depuis des nombreuses années, on utilise des données des analyses chimiques des éléments majeurs pour ce faire une idée précise sur les roches. Ces analyses chimiques permettent de mettre en évidence les filiations, les évolutions minéralogiques majeures qui peuvent se traduire également dans le diagramme Harker(1908)
Ce diagramme comporte en abscisse les % en SiO2 et l’ordonné les % des différents oxydes et chaque point cotés dans ce diagramme est représentatifs de l’évolution de la série.
Nous avons également d’autres diagrammes pour différencier ….... le diagramme AFM.
2. Les éléments traces
Lorsqu’
on recherche l’origine des magmas, l’analyse chimique des éléments majeurs est bien souvent insuffisante, il faut faire appelle à la chimie des éléments traces et isotopes.
Par définition, dans la composition d’une roche, les éléments en traces sont présents en faible quantité, faible teneur inférieure à 0,9% du poids totale. Cette teneur est exprimée en p.p.m (partie par million). Ces éléments traces sont plus ou moins qualifiés dans les structures minérales soit dans les défauts de structure soit en remplacement d’autres éléments.
On peut diviser ces éléments en 2 groupes selon le coefficient de partage
KD =

Ce coefficient dépend de la température, de la pression et de composition du magma et du minéral
a. Les éléments incompatibles ou hygromagmaphiles
Ces sont des éléments dont la Constante de partage est inférieur à 1 (Kd1). Ils se concentrent dans le liquide, il s’agit des alcalins tels que : K, Rb, Cs ensuite les terres rares dites légères, il s’agit de : La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm ensuite le Hf, Nb, Ta, Th, U, Zr et les alcalino-terreux Sr, Ba
Ce comportement d’incompatibilité s’explique de diverse façon :
Dans le cas du K, mais aussi du Rb, Cs, Ba, le rayon de l’atome est grand, sa charge est faible avec une valence égal à 1, il ne peut donc pas entrer dans les sites des minéraux des basaltes. En fin de cristallisation, il finit par entrer dans le feldspath potassique
Dans le cas du Nb, Ta, Hf, Zr, le rayon sont plus petit mais les charges sont plus grande, valence 4 ou 5, ces éléments tendent à entré dans les structures des minéraux du basalte.
Dans le cas des terres rares, le rayon ionique augmente progressivement depuis le La où le rayon est égal à 1,14Å jusqu’au Yb (R=0,85Å). Ce qui veut dire que les terres rares légères sont beaucoup plus incompatibles que les terres rares lourdes
b. Les éléments compatibles
Ces sont ceux dont la Constante de partage Kd>1 et qui ont tendance à se concentrer dans les solides par exemple dans le minéraux précoce d’une roche ignée, c’est le cas du : Ni, Co, vanadium, Cr. Le Ni, Co se concentrent dans les olivines et le Cr dans le pyroxène.
Le liquide résiduel magmatique sera riche en éléments compatibles tandis que les basaltes des dorsales seront riches en éléments incompatibles et pauvres en éléments compatibles.
L’analyse des éléments traces permet de bien différencier les grands types de magma ainsi que leur éventuelle contamination lors de leur montée ou lors de leur stagnation dans la chambre magmatique intermédiaire. Pour le savoir, il faut néanmoins normaliser les valeurs par rapport soit aux météorites ou soit une roche prise comme référence ex : M.O.R.B (basalte des ridges médio-océanique).  Planche Ha
On a 3 magmas fondamentaux :
Basalte alcalin
Tholeïte
Basalte calco-alcalin des arcs insulaires
Les basaltes des dorsales sont pauvres en terres rares légers et en éléments incompatibles. Ce qui explique la pauvreté de leurs zone source c’est-à-dire de la partie supérieure de l’asthénosphère déjà appauvrit par des multiples fusions qui l’on affecté depuis 4 Ga.
Par contre ici, les basaltes alcalins sont fortement enrichit en terres rares légers et d’une façon générale en éléments incompatibles car ils proviennent d’une source déjà enrichit de ces éléments c’est-à-dire une source profonde et d’un taux de fusion faible. De plus dans les basaltes alcalins continentaux, il existe une forte contamination par la croûte continentale riche en terres rares et en éléments incompatibles.
Le basalte calco-alcalin est beaucoup plus complexe.

3. Isotopes radioactifs
a. Couple Rubidium Strontium : Rb-Sr
Ce couple sert à la mesure du temps et à l’établissement de la filiation. Dans la nature, il existe de nombreux isotopes du Strontium dont un est stable. Au debut de la formation de la Terre le rapport    calculé à partir des météorites et des roches lunaire c’est-à-dire des roches considérées comme n’ayant pas subies des modifications postérieurement à leur cristallisation était de 0,659. Ce rapport est appelé BAB (Basaltic Achondrite océaniques). Mais ce rapport a évolué lentement dans le manteau considéré comme système clos. A l’heure actuel les calcules montrent que cela est de 0,704, la quantité de   augmente dans le temps avec desintegration Rb. La fig B1.
Ainsi la croûte terrestre s’enrichi en donc en et sont rapport    augmente. La planche Hb2donne les variations de ce couple pour les divers basaltes. Cette planche montre que le champ de Morb est presque réduit, ce qui indique d’une part de l’homogénéité de la zone source qui est l’asthénosphère supérieur d’autre part l’absence de processus de contamination.
b. Couple Sm – Nd
Le phénomène inverse se produit lors de la fusion partielle c’est-à-dire que le fils représenté par passe dans le liquide au pereainsi le pere reste dans le solide residuel où il continu sa desintegration. C’est donc le solide résiduel qui s’enrichi en Nd par désintégration de Sm.
c. L’ U, le Th, Pb.
Le comportement de ces éléments est plus complexe. Le U et Th se désintègrent pour donner du Pb. Les couples père-fils sont les suivants
  -
  -
  -
L’U se comporte comme le Rb c’est-à-dire qu’il préfère le liquide et s’accumule donc dans la croûte alors que le manteau supérieur résiduel est appauvri en U.
Une variation quelconque de ce rapport indique soit une contamination, soit un mélange entre source appauvri (asthénosphère) et une source enrichie (manteau inferieur).

Chapitre 3e : GENESE ET DIVERSITE DES ROCHES  MAGMATIQUES

L’intérieur de la Terre est pour la grande partie solide, si le comportement du noyau externe se rapproche de celui d’un liquide en aucun cas, celui-ci ne peut remonter jusqu’à la surface terrestre. L’existence des liquides magmatiques rejetés par le volcan prouve une fusion et celle-ci se produit relativement à une profondeur modeste inferieur à 250Km au sein du manteau supérieur. Le basalte que l’on rencontre à la surface de la Terre sont différents et subdivisés en 4 groupes :
Basaltes alcalins
Basaltes calco-alcalins
Basaltes tholeïtique à olivine
Basaltes tholeïtique) quartz
 Or, le manteau présente une composition homogène, quel sont alors les mécanismes qui sont à l’origine de la diversité des roches magmatiques.
Deux mécanismes sont important parmi tant d’autre ; fusion partielle, cristallisation fractionnelle.
1. Fusion partielle 
Un corps pur comme un lingo d’or fond en un seul corps à une température déterminée. Les corps géologiques se comportent différemment. Lorsqu’on compare les compositions des roches mères d’origine mantellique comme les péridotites et les roches volcaniques qui en résultent, on constate qu’elles sont différentes. De ce fait on peut invoquer une fusion partielle du manteau. Le liquide magmatique résultant de cette fusion partielle a une composition chimique bien différente de celle de la pyrolite mère. Cette dernière peut fondre partiellement jusqu’à 30% au niveau de la zone à faible vitesse de propagation des ondes sismiques. Cette valeur représente un taux de fusion max qui peut prendre des valeurs intermédiaires de 0 à 30%. Lorsqu’un matériau rocheux fond, la fusion n’est que rarement totale, seule la croûte continentale peut dans certaines conditions très précises fondre totalement. Mais dans la majorité des cas, la fusion n’est que partielle et dépasse rarement 30%. Mais au précambrien, la quantité d’énergie disponible était bien plus grande et il existait tout au début de l’histoire de la Terre des grandes quantités d’isotopes radioactifs à courte période fournissant une énergie considérable et qui ont disparue à l’heure actuelle. Ainsi le taux de fusion était beaucoup plus importante allant autour de 40 à 50% et le magma formé avait la composition des Komatiites ont dit que la fusion est incongrument pour exprimer le fait que le liquide obtenu n’a pas la même composition chimique que le solide de départ. Si le taux de fusion est de 30% c’est-à-dire au niveau de la dorsale médio-océanique qui est une zone à forte productivité magmatique peu alcalin sont appelés Basaltes tholeitiques. Si le taux de fusion est de 5 à 10% surtout au niveau des volcans isolés tel qu’île Hawaï, on a des basaltes alcalins. Dans les zones de subduction, le taux de fusion est intermédiaire, mais la forte teneur en eau induit la formation des basaltes andésitiques.

2. Cristallisation fractionnelle
Pour comprendre comment un magma cristallise, il faut toujours se rappeler qu’un magma n’est pas un corps pur qui cristallise a une phase unique à température constante mais plutôt un mélange silicaté complexe dont le refroidissement se marque par l’apparition des phases solides (minéraux) qui cristallisent successivement en se reliant les unes des autres dans un intervalle de température large représenté ici par la cristallisation fractionnelle. Les minéraux commencent à cristalliser dès que la température devient inferieure à une température spécifique c’est-à-dire leur liquidus et finissent leur croissance à la température de leur solidus. Tout les minéraux ne cristallisent pas en même temps mais appariassent dans un ordre bien déterminé.
La température résignant dans la chambre magmatique est inferieur à celle qu’avait le magma primaire lors de sa genèse dans le manteau supérieur. La température devient donc inferieure au liquidus de certains minéraux qui commencent alors à cristallier. Ces minéraux qui précipitent (cristallisent) n’incorporent que certains éléments chimiques par exemple : l’olivine qui cristallise précocement incorpore préférentiellement le Mg c’est-à-dire le Mg quitte le magma (liquide résiduel) qui s’appauvri à cet éléments alors que les alcalins K, Na sont plus dans le liquide au lieu de rester dans le solide. De ce qui précède, le basalte issu d’un tôt de fusion faible son fortement enrichie en éléments hydromagmaphiles que ceux obtenus par fusion très fort. Ex : une masse Y de pyrolite fond partiellement à un taux X fixe compris entre 0 et 30% et produit une masse minéraux de basalte. Les alcalins qui se trouvent dans la péridotite passent dans le basalte et se retrouve beaucoup plus concentrés. Chaque éléments chimiques va subir une modification ex : planche 100
L’enrichissement du basalte alcalin et son appauvrissement en Mg par rapport à la pyrolite (1èreremarque).

 

3. Sédimentation magmatique
Les minéraux qui cristallisent dans la chambre magmatique on une densité différente à celle du magma (2,7).
Les minéraux les plus lourds ont une densité de 2,3 et tombe au fond de la chambre magmatique tel que le ferromagnésiens, tandis que les feldspaths et feldspathoïdes se ressemblent plus tardivement dans la partie supérieur de la chambre.
Ainsi le liquide magmatique se ségrége .à plusieurs fraction sous l’effet de la gravité d’une part et de l’autre part l’effet de différences de température. Les ions les plus légers vers la surface, il en résulte enfin une stratification magmatique. Des couches de magma se superposent par densité décroissent de la base vers le sommet de la chambre magmatique. Ainsi bref, le contenu de la chambre magmatique ne conserve plus son homogénéité car dans sa variation verticale d’autre composition apparaissent.

4. Différenciation magmatique
Par le jeu combiné de la cristallisation fractionnelle et de la sédimentation magmatique le magma premier occupant de la chambre peut se trouvé fortement modifié. Aux différentes phases de cristallisation correspond une succession de magma. Certains restent ensemble et coexistent, d’autre peuvent se séparer de précédant à l’occasion d’une éruption.
Le magma résultant diffère de plus en plus au magma de départ, c’est la différenciation magmatique.
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Ex:2. Analyse composée de Komatiite basalte et péridotite en suite basalte d’Hawaï OIB (basalte d’iles océaniques) et basalte islandais qui sont des morbs. Ici cristallise 100% d’olivine de composition n°2.
L’analyse n°1 issue de la pyrolite cristallise 100% d’olivine de composition 2. Il en résulte 90% de magma de composition 3. L’olivine incorpore préférentiellement le Mg qui, de ce fait diminué sensiblement dans le liquide résultant. Le Fe et Si se concentre également dans le magma de départ et dans l’olivine ne subissent qu’une faible variation de concentration dans le magma d’arrivé. Tous les autres éléments sont d’avantage concentré dans le liquide résultant c’est-à-dire composition 3. Les analyses 4 et 5 du tableau 3 correspondent à d’autres magmas dérivés plus différentiés.
Les roches basiques seront au fond suivi des roches intermédiaires et enfin les roches acides. Ici on parle de la stratification magmatique

Chapitre 4e : DIAGRAMME DE PHASES
I. Système binaire
Ce système est formé de 2 partie A et B en toute % température sur la droite AB, le constituant A représente 100% de B et 0% de A. un mélange M de ces 2 constituants est figuré sur la droite, sa teneur en A est représenté par le segment BM et sa teneur en B est représentée par AM.
1. Système binaire avec Eutectique
Ex : le système diopside anorthite. Cff. Fig. H1.
Ce système est très voisin de la composition de basalte dans le quel le pyroxène est en réalité de l’augite associé aux plagioclases de type labrador. C’est un exemple qui illustre la cristallisation avec eutectique.
a. La composition du système riche en Diopside
Les diopsides fondent puis se refroidissent lentement en cristallisation à partir de 1391°C. Le mélange se fait de 90% de diopside et 10% d’anorthite fondue et qui refroidie lentement en faisant apparaitre à 1300°C du diopside pur, alors que le bain résiduel s’enrichit en anorthite. Au mélange successif c’est-à-dire 80% de diopside et 20% d’anorthite ; 70% diopside 30% anorthite ; 60% diopside 40% anorthite. Le diopside pur continu à cristallisé à la température respectives suivantes : 1345°C ; 1315°C ; 1275°C. Pendant que le bain résiduel s’enrichit toujours en anorthite jusqu’à ce que sa composition corresponde à un mélange 58% diopside 42% anorthite à la température de 1270%. A partir de ce point que l’on appelle point eutectique, les deux minéraux vont cristalliser simultanément jusqu’à ce que l’ultime résiduel du bain ait disparu.
b. La composition du système riche en Anorthite
On a l’anorthite pur fondue qui refroidie lentement pour commencer à cristalliser à 1535°C. Les mélanges fondus de diopside plus anorthite donnent des proportions en poids 80 et 20 ; 70 et 30 ; 50 et 50 commence à cristalliser aux température respectives ci-après : 1490°C, 1460°C, 1400°C, 1330°C avec apparition exclusive de l’anorthite pure jusqu’à ce que le bain résiduel en atteint la composition de l’eutectique et au point eutectique diopside et anorthite cristallisent simultanément à 1270°C dans de %t° de 58 et 42% pour toute le composition dites intermédiaires toutes les températures de début de cristallisation définissent une courbe régulière appelée liquidus. Et dans le système eutectique 3 phases coexistent : liquide cristaux de diopside plus anorthite.
c. Exemple de cristallisation dans le diagramme de phase Cff. fig. H’2
Un mélange de composition X représenté par le point A à la température T0 il refroidi lentement a la température T1du liquidus allant vers B, il commence à former de cristaux d’anorthite. Le refroidissement qui progresse vers T2 provoque la cristallisation d’anorthite et l’enrichissement en diopside. Le point figuratif du mélange liquide se déplace vers le point C à la température T2, la composition de la phase liquide par la ligne horizontale C, T2 et dépendent de la composition initiale du mélange. Les %T° entre les cristaux X et les liquidus Y à la température T2 sont données par le rapport de longueur X/Y mesuré sur l’horizontale CT2 de départ et d’autre part de la verticale passant par X. la température diminue lentement, et la cristallisation de l’anorthite continue à descendre.
Le point représentatif du liquide suit donc le liquidus vers l’eutectique. Ici le système est composé de 2 phases c’est-à-dire liquide plus cristaux d’anorthite. Les points A,B,C,d,e ne représentent le parcours de cristallisation du liquide X. sur la verticale passant par X, les températures comprises entre T1 et Te définissent l’intervalle de température liquidus- solidus dans lequel se produit la cristallisation avec variation des %t° cristaux liquide. En partant du mélange X, on aboutit enfin au point E où les %t° entre les cristaux d’anorthite et le liquide sont données par le rapport Xe/Ye et ce liquide cristallise exactement dans les %t° et la température de l’eutectique soit 58% de diopside 42% d’anorthite à la température de 1270°C.
« La ligne horizontale passant par le point E est appelée SOLVUS c’est-à-dire le lieu de température au dessous ou en dessous des quels le système est exactement solide. »
d. Evolution de température pendant la cristallisation
Cette évolution peut être transcrite sur le diagramme H’2 portant en abscisse le temps et en ordonné les températures. Le refroidissement dessine la courbe AG dans la quelle les points ABGE correspondent à ceux du diagramme diopside anorthite 4 parties sont à décrire de A vers B il est enregistré le refroidissement du liquide répandu
A partir de B vers C, en partant de B, la déperdition de chaleur est partiellement compensée par la chaleur lente de cristallisation d’anorthite jusqu’au point E. dans l’intervalle de temps de E vers F, se déroule la cristallisation à l’eutectique. La température de cristallisation de l’eutectique reste constante et en F le système solide se refroidi par conduction de façon régulière jusqu’en G.
e. La comparaison avec les roches basaltiques
la température de l’eutectique 1270°C est plus proche de la température de cristallisation d’un magma naturel que celle de deux constituants purs diopside-anorthite.
La composition en poids de l’eutectique, c’est-à-dire 42% anorthite 58% diopside est peu riche en minéraux colorés et peu éloigné de la composition de la mésostase d’un basalte.
A l’exception de la composition de l’eutectique ; il y a toujours un intervalle de température c’est-à-dire liquidus-solidus dans lequel la cristallisation d’une phase seule se produit avant d’atteindre l’eutectique il y a donc un intervalle de temps durant le quel une phase peut cristalliser lentement sous forme des phases de cristaux il en est de même dans le magma naturel plus compliqué où peuvent apparaitre une ou plusieurs espèces de cristaux qui précédent la composition de la matrice en composition d’eutectique.

f. Effet de pression sur les températures de cristallisation
1. La pression lithostatique :
Elle représente le point des roches aux températures de cristallisation les silicates en phase solide sont plus dissous que les phases liquides. Une augmentation de la pression selon la profondeur rend donc les phases plus stables (solides).
2. La pression de l’eau
Plus la pression est forte plus la quantité d’eau qui peut être dissoute dans le bain silicaté fondu est grande et joue ainsi un rôle important. Dans le système diopside anorthite l’eau dissoute sous une pression de 10 Kb a des effets la température de l’eutectique est abaissée jusqu’à 1000°C.
Ainsi les derniers constituant qui fond est le plus abondant, la fusion est donc l’inverse de la cristallisation.
II. Système Néphéline-silice (fig. J2)    
Ce système qui appartient en réalité au système ternaire comporte un composé intermédiaire qui est l’albite.
NaAlSiO4 + SiO2 --------------- NaAlSiO8
Les composés intermédiaire en fusion congruente c’est-à-dire  la suite établir une subdivision du diagramme en 2 système binaires partiels séparés exactement au niveau de la composition de l’albite. Dans l’ensemble du système, la courbe générale du liquidus montre un ………….situé exactement à l’aplomb de cette composition. L’albite peut cristalliser à partir d’un liquide de sa propre composition à 1158°C et l’ensemble de diagramme est caractérisé par deux eutectiques E1 et E2 de part et d’autre de l’albite. Quand la température diminue, la cristallisation évolue vers ces deux points eutectiques :
Liquide à composition de néphéline pure cristallise à 1600°C à ce niveau-ci c’est la corneguite qui cristallise et l’inversion en néphéline hexagonale se fait à 1254°C. les 2 polymorphes forment ainsi des cristaux mixtes sous forme des solutions solides dans un domaine triangulaire très étroit à la limite de la corneguite et de la néphéline.
Liquide à composition de silice pure à 1713°C sous forme de cristobalite et il s’inverse en tridimite en 1470°C
Cristallisation de différents mélanges. Pour les compositions comprises entre la silice et l’albite, un de deux minéraux cristallise c’est-à-dire cristobalite, tridimite ou albite cristallise simultanément au point E1. Dans ce liquide riche en silice. La néphéline ne peut pas cristalliser.
Pour la composition comprise entre l’albite et la néphéline le Si peut abondant entre totalement dans les cristaux d’albite et de néphéline qui se forme avant ou à l’eutectique E2. Comme conclusion partielle, les mélanges plus pauvres en Si que l’albite ne peuvent pas donner de la Si libre donc la néphéline et la silice ne peuvent jamais cohabiter en équilibre dans le même système à partir d’une composition voisine du composé intermédiaire il y a deux évolution possibles très différentes, l’une vers le terme saturé et l’autre vers le terme sursaturé.
B. Système binaire à composer intermédiaire a fusion incongruentes
Le diagramme est alors fortement modifié dans ce cas, il se produit ici à une température déterminée une réaction dite péritectique qui correspond à la transformation du composé intermédiaire en un liquide et des cristaux d’un des composants ce qui amène à la disparation d’un des points eutectiques et la brisure du liquidus a un point peritectique du coté du constituant en question :
Ex : J3 système leucite-silice le composé intermédiaire est l’orthose qui a 1150°C présente une fusion incongrue en donnant des cristaux de leucite et un liquide plus riche en silice.
KAlSi2O6 + SiO2===KAlSi3O8
Leucite         silice       orthose
Dans ce diagramme on a un point péritectique F correspondant à la réaction ci-dessus se produit en 1150°C et présente également un point eutectique à 990°C. Considérons un liquide de composition X avec 30% de silice et 70% de leucite c’est-à-dire intermédiaire entre celle de l’orthose et du point oeritectique F.
Lors du refroidissement la leucite commence à cristalliser à 1425° ensuite pour les températures plus basse elle continue à cristalliser en équilibre avec un liquide dont la composition varie suivant la courbe de liquidus en s’enrichissant en silice. Mais à 1150°C, la leucite devient instable et doit donc se résorber par réaction avec le liquide pour donner des feldspaths potassiques. Jusqu’à ce qu’il ait disparue complètement a température constante. C’est seulement lorsque la réaction est achevée que la température peut descendre ensuite, l’orthose continue à cristalliser en équilibre avec un liquide dont la composition varie également depuis le point peritectique F jusqu’à l’eutectique E suivant une nouvelle courbe du liquidus en 990°C on atteint l’eutectique et la tridimite cristallisent simultanément avec l’orthose jusqu’à ce que tout le liquide ait disparu. Leucite et tridimite ne peuvent pas coexistent en équilibre dans le même système. Si le refroidissement est trop rapide la réaction péritectique au point F à 1150°C peut n’est pas se produire pour se faire que partiellement ou bien si les cristaux de leucite déjà formé sous soustrait aux réactions ultérieures c’est-à-dire soit pour une pellicule d’orthose qui le protège soit par soustraction au liquide ainsi cristalliser se poursuivra en suivant la courbe FE avec séparation de l’orthose on aura ainsi en définitive un assemblage de leucite+orthose+tridimite. Mais cet assemblage ne sera pas en équilibre.
Ex : planche J3 système forsterite-silice.
On a un composé intermédiaire clinoenstatite qui présente une fusion incongrue à 1557°C
Mg2SiO4 + SiO2 ===== 2MgSiO3
Forsterite
Ce diagramme correspond à une partie du système binaire MgO-SiO2. Soit un liquide de composition Z qui se sépare à la température T1 en 2 liquide A et B dont les compositions varient sur leur courbes respectivement en 1965° le liquide A se résorbe et les cristaux de cristobalite se séparent, le liquide B continu à changer de composition jusqu’au point eutectique E à 1543°C ou cristallise simultanément cristobalite et clinoenstatite jusqu’à épuisement de liquide. Pour un liquide dont la composition est comprise entre F et E, la cristobalite cristallise d’abord tandis que pour celle comprise entre E et G c’est le clinoenstatite. Dans les deux cas la composition du liquide évolue vers le point E où cristallisent simultanément cristobalite et clinoenstatite à 1470°C la cristobalite se transforme en tridimite. La forstérite ne peut se former pour ces compositions en aucun cas. Pour les compositions comprises entre G et la forstérite, les choses différent soit un mélange de composition X la forstérite cristallise d’abord à partir de la f° T2 ensuite cet olivine M réagit au point G avec le liquide résiduel pour se transformer en clinoenstatitea 1557°c. Ainsi au point G coexistent 3 phases : liquide+pyroxène+olivine magnésien. Si la composition est comprise entre G et la clinoenstatite c’est la forstérite qui cristallise d’abord mais a 1557°C elle doit entièrement disparaitre en se transformant en clinoenstatite a température constate en équilibre avec le liquide puis la composition de celui-ci suit la courbe G-E tandis que le clinoenstatite continue à cristalliser jusqu’au point E jusqu’à épuisement de liquide (cristobalite et clinoenstatite) olivine et quartz ne cohabitent pas sauf si l’équilibre n’est pas maintenue. Ce principe-ci est à la base de la cristallisation fractionnelle.
III. Système binaire avec solution solide
Lors de la cristallisation les deux constituants considères c’est-à-dire A et B s’associent de façon homogène pour former des solutions solides appelées cristaux mixtes. Ex : 1. Plagioclases c’est le plus classique mis en évidence par Bown en 1912 c’est-à-dire il s’agit ici des mélanges homogène d’albite et d’anorthite qui peuvent être dosé dans toute proportion et qui forme une série continue.
Diagramme de phase système albite-anorthite planche K1
Pour toutes les compositions possibles entre l’anorthite et l’albite le liquidus et le solidus dessinent 2 courbes distinctes allant du point de cristallisation de l’anorthite pure à celui de l’albite pur. L’anorthite pure fond à 1553°C, l’albite pur fond à 1118°C on suppose un liquide de 60% albite 40% d’anorthite en poids vers 410°C la cristallisation commence et les premiers cristaux ont la composition de 25% d’albite et 75% d’anorthite. Si le refroidissement se fait lentement en sachant que l’équilibre est maintenue, la composition des cristaux et celle du liquide en équilibre avec eux change progressivement en devenant de plus en plus sodique. En 1230°C le dernier liquide a la composition de 93% albite et 70% anorthite et les cristaux ont eux la composition originelle c’est-à-dire 60% albite et 40% anorthite. Si l’équilibre n’est pas maintenue, on pourra obtenir des cristaux zonés dont le cœurs et plus calcique que la bordure et les derniers cristaux formés seront plus sodique que le mélange originel, on peut même obtenir de l’albite pur.
Il est donc possible d’obtenir à partir d’un mélange de composition déterminée des cristaux de composition variée et de liquide diffèrent du liquide originel on dit alors qu’il y a cristallisation fractionnée cela explique par exemple que les phénocristaux des roches volcaniques soient généralement zonés et plus calcique que les microlites et qu’ils soient plus calcique au centre qu’à la périphérie.
Ex : N°2 Système Forsterite – Fayalite. Planche K2
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Le système donne des cristaux minéralisés la Forstérite fond à 1890°C et la Fayalite à 1205°C. les cristaux zonés d’olivines sont plus riches en fer vers la périphérie que vers le centre soit un mélange M avec Forstérite 40% Fayalite 60%, lorsque l’olivine cristallise, les premiers cristaux formés sont riche en Mg. Le dernier à cristalliser ont une composition originelle avec 40% forstérite 60% fayalite mais riche en fer. En suite lorsque le pyroxène cristallise, le % à MgO baisse lentement. Cette évolution continue une cristallisation dite fractionnée des minéraux. Il existe des cas plus complexes où liquidus et solidus présente un minimum et un maximum et un liquide ayant la composition de ce minimum et maximum donnera des cristaux mixtes ayant même composition cela n’a rien à voir avec un point eutectique ou cristallise deux phases différentes.
Exemple : N° 3 système Orthose-Albite
Dans ce cas des mélanges ont liés entre solide et liquide résiduel ci-bien qu’au point M1, il se forme un seul minéral et non 2 comme dans le cas d’un eutectique, on parle de minimum thermique, outre la présence d’un liquidus et d’un solidus, il apparait  une nouvelle courbe appelée Solvus. C’est la courbe qui sépare en phase solide le domaine où ils sont distincts ; exemple pertite.
Dans le cas entre le point M1 et le point de démixion (degré K3), la solution solide  est complète, on a des minéraux rares appelés lorsque la température décroit à nouveau c'est-à-dire l’orthose et l’albite se séparent et on obtient ainsi un mélange hétérogène représenté par les pertites en dessous de la courbe de solvus.
B. Système ternaire
B.1. Introduction
Pour étudier la cristallisation de mélange ternaire nous allons nous contenter uniquement du système condensé où celles des phases liquides et cristallisations sont considérées à  pression atmosphère général. Les concentrations seront représentées dans les triangles équilatéraux de chaque constituant considéré en poids (Planche I1).
Considérons un liquide formé par le mélange fondu de 3 constituants A, B et C, si l’on refroidit à pression constante donnée, ce qui sera d’abord saturé en générale, à une seule espèce minérale qui commence d’abord à se séparer en cristallisant. Il existe aussi un certain domaine de saturation à une composition donnée. Dans un domaine de saturation et a une composition donnée correspond une température déterminée de début de cristallisation de deux surfaces de saturation se recoupent suivant une ligne que nous appelons courbe de saturation ou cothectique ou limite le long de laquelle le liquide est en équilibre avec deux espèces de cristaux. Dans un système ternaire, il existe en général plusieurs domaines de saturation mais à pression constante 3 domaines de saturation ne peuvent présenter qu’un seul point commun, il est donc à ce point les 4 phases en équilibre cela n’est possible selon la règle de phase qu’en un point invariant qui peut être soit un eutectique où la cristallisation se termine soit un point péritectique où se fait la réaction entre phases et après lequel la cristallisation continue.
B.2. Système ternaire avec Eutectique (Planche 2)
Supposons qu’A soit le premier à cristalliser c'est-à-dire le mélange initial G a son point figuratif situé dans le domaine de saturation d’A. Lorsque les cristaux de A se séparent en cristallisant, la composition du liquide restant se modifie nécessairement par soustraction de B et C. les points figurants du liquide en équilibre se déplace sur la droite AG jusqu’à ce que celle-ci rencontre la courbe Cotectique où A et B cristallisent simultanément. A ce niveau, la composition du liquide restant se modifie par soustraction continu et suit le point cotectique atteindre le point E. a ce point, on rencontre le domaine d saturations de C et il y a cristallisation des 3 constituants ABC à température constante jusqu’à ce que tout le liquide s’épuise. Les points G, F et E représentent le parcours de cristallisations. Exemple : planche I3
Système Anorthite-Wolasthonite et silice
Les 3 constituants forment un système binaire comportant chacun un point eutectique E1, E2 et E3 issus de ces 3 points, 3 courbes cotectiques eutectique se rejoigne au point E qui est l’eutectique ternaire.
Supposons un liquide de composition X est situé dans le domaine de saturation d’anorthite à 1475 et l’anorthite pure cristallise. Cette cristallisation ne change pas les pourcentages température relatives des autres constituants. Au fur et à mesure que la température diminue, la composition du liquide change le long de la droite anorthite  du point X vers le point F. En F, la courbe de cotectique limitant le domaine de saturation de la W et celle-ci commence à cristalliser simultanément avec l’anorthite. La température continue à diminuer et le point figurant se déplace vers le point E. a ce point le domaine de saturation de la silice est atteint.
B.3. Système ternaire avec un composé intermédiaire à fusion incongréante
Exemple : système ternaire Anorthite-Forstérite-Silice
Le composé intermédiaire en fusion incongrue est le clynoenstatite. Ce système se rapproche de la composition de certains basaltes, on a 5 domaines de saturation qui correspond à la cristallisation de 5 phases solides (montre le liquide de cristallisation) c'est-à-dire Forstérite-Silice, Anorthite, Spinelle, Clyno-anorthite considérons un mélange de composition P se trouvant dans le domaine de saturation de la Forster  et dans le triangle Anorthite-Forsterite-Silice.
A 1610°C, la Forstérite commence à cristalliser et le point figurant du liquide se déplace le long de la ligne Forstérite du point P jusqu’à atteindre le point F sur la courbe cotectique.  Ici, il y a réaction péritétique (car la réaction continue) entre  la forstérite et le liquide. La fortsérite se dissolvant donne accès à la cristallisation de l’Enstatite la composition du liquide varie suivant la courbe cotectique pendant que la réaction péritetique se poursuit jusqu’au point R qui est le point péritique invariant, si le liquide a la composition U située entre T et S la cristallisation est la même du point U vers S et de S à R. au point R, il reste encore du liquide alors que toute la Forstérite a disparu. Ce liquide continu à cristalliser avec cristallisation simultanée de Pyroxène et Anorthite suivant la ligne cotectique R, E au point E cristallisent simultanément la tridymite cristallise jusqu’à l’épuisement du liquide. La paragenèse finale est Clynoenstatite, Anorthite et Tridymite.
Un liquide de composition S dont la composition a son point figurant sur la courbe cotectique, à ce niveau la clynoenstatite qui cristallise la 1ère et la composition du liquide varie  suivant la ligne droite clynoenstatite du point S jusqu’à V où est atteinte une courbe cotectique et l’anorthite commence à cristalliser à même temps que la clynoenstatite, la composition du liquide change du point V vers E qui est le point eutectique où la tridymite cristallise à son tour jusqu’à épuisement du liquide. Ainsi on peut obtenir des produits cristallins, différents à partir d’un seul liquide par le phénomène de cristallisation fraction.
Conclusion
Les grandes séries magmatiques
1. Notion de série magmatique
Nous venons de mettre en évidence au cours du paragraphe précédent l’intervention  de très nombreux facteurs dans la formation et la montée magmatique ainsi que la cristallisation du magma. A ceci s’ajoute la composition variable de la zone souche, le tôt de fusion, la possibilité de contamination, la fraction de cristallisation et la position du magmatisme par rapport à la position des plaques. Tous les phénomènes sont à l’origine  d’un certain nombre de série roches qui sont déformées par 3 grands critères ci-après :
Critère spatial : si les roches d’un même série magmatique apparaissent sont dans un espace géographique limité ;
Critère temporel : qui explique que la distribution des roches se fait dans un temps relativement cours de quelques millions d’années ;
Critère géologique : qui stipule qu’il existe entre les diverses roches d’un même série magmatique une communauté de caractère minéralisation et surtout chimique qui reflète une évolution régulière.
2. Les grandes séries magmatiques
On peut distinguer 5 séries, à savoir :
Série tholeitique ;
Série calco alcaline ;
Série transitionnelle ;
Série alcaline ;
Série shoshonitique.
Chacune de ces séries est caractéristique d’un environnement tectonique particulier.
A. La série tholeitique  
Elle typique de zone de divergence telles que les dorsales médio océanique et/ou la rencontre aussi dans les zones intra-plaques océaniques tels que les points chaux, et/ou intra-plaques court.
Exemple : Trappes basaltiques (tholeitiques). Dans les zones de sub-côté fosse et dans les bassins arrière arc (zone de subduction côté externe).
B. La série calco alcaline
Elle est caractéristique des zones de subduction, elle constitue un excellent marqueur des zones de subduction ancienne.


C. La série transitionnelle
Elle se rencontre dans les zones intraplaques continentales  et dans les cordillères des marges actives.
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D. La série alcaline
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Elle typique des zones intraplaques continentales mais également océanique et parfois dans les cordillères des marges actives.
E. La série shoshonitique
Caractéristique des cordillères des marges actives et parfois des arcs insulaires.

 

 

 

 

    


Chapitre 5e : LE  MAGMATISME  DANS  LE  CONTEXTE  DE  ZONE DE DISTENSION
Les zones de distensions peuvent être divisées à la surface de la Terre en 3 grandes parties :

Dorsales océaniques : qui représentent en elles seule 75% de zone de divergence ;
Bassin marginaux : abordant dans le pacifique ouest surtout ;
Rift continental : qui peuvent évoluer vers un océan et dont l’évolution s’accompagne parfois par une grande quantité de basaltes (trappes).
1. Le magmatisme des dorsales océaniques
Ce magmatisme résulte de l’écartement de l’extension de la lithosphère dont on rappelle qu’elle est divisée en des multiples unités des plaques qui flottent sur l’asthénosphère.
Cette extension est à l’origine d’un volcanisme superficiel à l’interface croute océanique et d’autre part d’un plutonisme profond au sein de la lithosphère.
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Les plaques s’écartent l’une de l’autre parce qu’il existe des courants de convexion mantelliques qui agissent comme des véritables tapis roulant entrainant la lithosphère de part et d’autre de la dorsale encore appelée zone d’accrétion océanique. En effet dans les zones de subduction, le magmatisme est si important de telle sorte que des grandes quantités d’énergies sont libérées en arrière des arcs insulaires. Cette énergie s’élève vers la surface et est à l’origine d’un faible magmatisme qui s’est mis en place dans les petits bassins arrière arc en distance ; il s’agit des bassins marginaux.
1.1. Le Volcanisme
Il est caractérisé par des flots de laves qui se mettent en place sous forme des grandes larges basaltiques qu’on a appelé Lave en coussin ou Pillow-lava (lave en oreillé). Lorsque cette lave en cours arrière en contact de l’eau, il se produit un effet de trempe la surface externe de la lave se trouve vitrifier et il se forme de nombreux échardes de verre qui se déposent autour ou entre les pillows. Ces matériels vitrifiés s’appellent hyaloclastites constituent la matrice de coussin lequel apparaît zoné en ayant une partie vitreux et un cœur halocristal à structure microlitique.
Du point de vue pétrographique, les pillow-lavas présentent  une remarquable  homogénéité comparativement aux autres ensembles volcaniques. Ce sont des tholeïtes à quartz virtuel.
 Du point de vue minéralogie, on a l’olivine, pyroxène spinelle magnésium chromifère de la géochimie ou on a des éléments majeurs, radioactives, traces. Les MORB se distinguent d’abord par une teneur en silice forte c'est-à-dire 47 et 52%. Par rapport aux autres basaltes leur caractéristique, c’est leur faible teneur en K c'est-à-dire K2O< 0,2. La quantité de MgO analysé dans les verres de ségrégation d’olivine et plagioclase est élevée mais assez éloignée d’un magma en équilibre avec le manteau. Ceci prouve que le magma primaire des MORB a subi au départ un fractionnement qui l’a éloigné de sa composition originaire, la teneur en Fer montre une évolution typique caractérisé par un enrichissement de Fer pendant le 1er stade de fractionnement. Ceci est dû à l’olivine qui cristallise la 1ère et qui est extrêmement riche en Mg avec une teneur en Forstérite  varie de 70 à 90%. (Planche N2 )  
Les terres rares permettent de distinguer au moins deux grands types de MORB :
Le MORB de type N ;
Le MORB de type P ou E, sont enrichies et semble être en relation directe avec un panache mantellique ou on a aussi le MORB de type T : transitionnel, de type N appauvri en élément incompatible, de type E ou P sont de profondeur et enrichi en élément.
2. Le Plutonisme Basique
Le complexe basique ; Gabbro et Péridotite (Complexe Ophiolitique). Les ophiolites nous permettent de mieux connaitre la croute océanique dans son ensemble. Ce sont des ensembles des roches magmatiques débutées en écailles et qui sont pris dans la tectonique majeure des chaines de montagnes tel est les nappes de charriages.
Du point de vue faciès pétrographiques et minéralogique, les ophiolites montre une polarité constante de haut en bas (Planche L3).
La couche n°1 : série des roches sédimentaires composées des roches siliceuses radiolarites, des calcaires et des roches argileuses.
La couche n°2 : épaisse couche basaltique, il s’agit ici des tholéiites a début constant en Pillow-lava (MORB).
La couche n°3 : un ensemble des filons verticaux ou dyke, la dolérite, il présente une bordure fugué. Ce qui veut dire que les cristaux situés à la périphérie des dykes sont petites que ceux qui sont placés au centre entre les filons ou à des diorites quartzite, de Gabbro massif plagiogranites  riches en minéraux sodiques ou on a aussi de Gabbro massif qui passe en profondeur à des Gabbro filons. Les Gabbros dans le bassin comportent des olivines et ceux du dessus comporte de pyroxène la structure est cumulative l’épaisseur de ces Gabbros et roches associés va de 2000 à 5000m.
La couche n°4 : de péridotites litées dont la structure est également cumulative, elles sont formées des lits de 1 cm à 1 m constitue d’olivine et pyroxène. On trouve aussi des péridotites foliées très déformées par des mouvements asthénosphériques sous la dorsale ou on parle de tectonique.
Selon les régions, les péridotites sont soit Harbergites c'est-à-dire des roches constituées d’olivine clynopryroxène et spinelle soit Herzolite c'est-à-dire des roches constituées d’olivine clynopyroxène ortho pyroxène et plagioclases. Dans le diagramme, on a 2 limites de Moho sismiques et de Moho pétrographiques.
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Le Moho sismique qui est sous les océans ne correspondent pas à la frontière entre la croûte et le manteau comme ce généralement le cas dans les zones continentales. Ils représentent la limite inférieure de la partie Manteau supérieur qui a été transformé en serpentinite (10 à 15% H2O) par l’altération hydrothermale lors du refroidissement de la ride médio-océanique. Par ailleurs, le moho sismique définie par l’augmentation brutale de la vitesse des propagations d’ondes P ne coïncide pas avec les moho pétrographiques définis entre péridotites lités cumulatives correspondant à la base de la chimie magmatique de la couche 3 et les péridotites foliées appelées Tectoniques du Manteau Supérieur.

II. Le magmatisme des bassins marginaux
Les bassins arrière arc aux bassins marginaux représentent les dits bassins océaniques qui sont situés en arrière des chaines volcaniques des arcs insulaires. Du point de vue pétrographique et géochimique, les roches rencontrées sont des basaltes peu prolifiques du type MORB et semblable à ceux de grands dorsales océaniques. Ce sont donc des tholeites associés aux andésites riches en Mg (Planche L5).
Méthode géochimique : ces basaltes tholeitiques des bassins arrière arcs montrent qu’elles ont une teneur en K2O de 0,20 à 0,30 %, ce qui les classent chez le Morb alors que d’autres ont des teneurs à K2O plus élevé Ko2 0,5%. Ce qui les classent chez les basaltes calco-alcalin et ceci suggère que leur origine a une relation avec le magma calco-alcalin des arcs insulaires. Du point de vue des éléments traces les basaltes sont enrichis en gros cation de valence faible tel que le K, Rd, Ba, Sr. Mais si l’on compare, cette enrichissement à celui de MORB, on constante que seuls K et Sr sont significatifs. (Planche L6)
On peut observer également une correspondance entre les éléments traces de certains de ces basaltes et les tholeites d’arcs alors que d’autres se rapportent plutôt des basaltes intraplaques continental c'est-à-dire enrichis en éléments incompatible.
Du point de vue de leur concentration aux éléments radiogéniques, le rapport  est faible 0,702 - 0,703. Il semble clair que les basaltes des bassins arrières arcs ont à la fois les caractéristiques géochimiques du type P c'est-à-dire des basaltes enrichis des tholeites des arrières arcs insulaire et des tholeites des îles. Ces basaltes ont des teneurs en K20 relativement élevée ou forte ce qui implique la possibilité d’intervention des fluides magmatiques dont l’origine serait la croûte océanique subductée.
III. Origine de magma tholeitique
La genèse de magma tholeitique n’a pas tout de suite été comprise dans sa totalité car on avait admis prématurément que ces énormes quantités de basaltes, provenant d’un magma primaire défichée l’origine mantellique et qui n’avait subit aucune transformation lors de sa montée. On s’est rendu compte que ces magmas étaient au contraire assez évolués et qu’ils avaient subi soit une hybridation soit une contamination pour la lithosphère océanique soit une cristallisation fractionnée à l’origine d’une modification substantielle du magma de départ soit de tout les processus en même temps, la géochimie met en évidence.
Au droit des dorsales, une ou parfois plusieurs chambres magmatiques car à ce niveau les ondes P et S sont ralenties. D’autre part grâce à l’étude des magmas basaltiques issus de la fusion partielle du manteau supérieur grâce à l’étude des enclaves des roches ultrabasiques dont on suppose qu’elles proviennent du manteau supérieur.
On sait que celle-ci est constituée de péridotites c'est-à-dire composé d’olivine à 70%, d’orthopyroxène à 20%, de clinopuroxène à 5% tel que l’Augite, Magnétite et autres Oxydes Ferrotitanes, d’un minéral alumineux qui peut être soit du plagioclase, spinelle ou grenat en fonction de la profondeur. Si l’on a des péridotites à plagioclase de 0 à 30 Km en spinelle entre 30 et 70 Km et à grenat au-delà de 70Km, on peut aussi avoir des péridotites en tenant compte de l’olivine. Il faut faire attention sur l’évolution minéralogique de la péridotite en fonction de la profondeur lorsque la profondeur dépasse 400Km, l’olivine devient instable et acquière une structure type spinelle et plus profond ardemment c'est-à-dire à partir de 700Km, cette structure spinelle et adopte la structure de la péridotite, ceci en réponse avec l’augmentation de la pression à ce niveau. Cette péridotite représente le matériel de départ de notre croûte océanique, mais il faut distinguer 2 cas selon qu’on a à faire à une dorsale de type pacifique à ouverture rapide au type Atlantique à ouverture lente.

Mise en place et fonctionnement d’une chambre magmatique dans un contexte d’ouverture rapide (cas du pacifique) Planche L
Depuis les années 70, on a évoqué un système à pélume  d’origine, lorsque leurs deux parties de la dorsale océanique s’écartent, des petites quantités de lave qui sont situés entre les parties non fondues de la péridotite mantellique, ici le manteau heberzolitique, des petites quantités se ressemble au petites filets qui à leur tours se ressemble à des filets plus grands en donnant naissance à un réseau de fillons qui alimente la chambre magmatique.
Ainsi conformément à ce qui on pouvait s’imaginer, en lithosphère s’étire dans le sens de l’expansion océanique créant ainsi des linéations dont certains ont une direction verticale par rapport au mouvement de la lithosphère.
Cette observation permet de mettre en évidence la présence des diapirs mantéliques qui montent vers la surface et peuvent ainsi participer à la formation de la chambre magmatique après fusion partielle. Les dimensions d’un diapir sont d’environ 10x15Km espacé d’environ 70Km. Lorsqu’une péridotite asthénosphérique fond et que le liquide est évacué, sa composition chimique se modifie. Ce sont les minéraux alumineux tels que les plagioclases, grenats et pyroxène qui parfois fondent les 1ers ce qui veut dire que les résidus solides s’enrichissent en olivine et en orthopyroxène et la roche obtenue est Hazburgite quant au liquide, il s’agit d’un liquide basaltique. Ensatate + Diopside + Grenat = Forstérite + liquide.
Cette réaction peut être représentée dans un système CMAS (CaO – MgO – Al2O3 – SiO2) Planche M1. On constante alors que la péridotite fertile Pf fond partiellement pour donner un liquide L enrichie en calcuim et en Alumine. Si ce liquide est extrait de la péridotite par des métamismes ; il reste une péridotite résiduelle (    Pr) qui enrichie en Mg c'est-à-dire en olivine, c’est une Harzburgite.
Ainsi, on peut diviser le manteau supérieur en deux grandes parties :
D’une part le manteau lithosphérique constitué d’Harzburgite c'est-à-dire le manteau appauvri,
D’autre part le manteau asthénosphérique péridotitique qui peut se diviser en deux parties : une partie superficielle c'est-à-dire le Manteau asthénosphérique supérieur, elle est aussi appauvri par des nombreuses extractions de magma qui se sont produites depuis le début de la formation de la Terre. Une partie profonde mais beaucoup moins appauvrie mais on dira ici enrichi par rapport au deux autres parties et à l’origine des diapirs mantelliques profond mais plus riche en Terre rare et en isotope radioactif à grande rayon. Il est donc nécessaire à ce stade pour comprendre l’origine du magma de se trouver vers la géochimie.

La figure M2 nous montre que le MORB du type P c'est-à-dire type Pacifique et du type Atlantique ont des teneurs en terre rare très différentes. Les MORB du type P sont enrichies en terre rare par rapport au type N. toutes ces remarques sont importantes car elles nous permettent de comprendre les origines de différents types de MORS. Les MORB de type N proviennent sans aucun doute d’une fusion du manteau supérieur déjà appauvri, les MORB du type P qui ont de teneur beaucoup plus élevée sont dioritiques plus profonde.
Dans le manteau inférieur, il se forme de diapirs profonds riche en terre rare léger. Ces diapirs montent vers la surface fondent en mis chemin dans l’asthénosphère et leur ascension se mélangent au magma asthénosphérique, on obtient finalement un basalte différent du précédent.
L’arrivé de ces diapirs mantelliques explique la vitesse d’ouverture de la dorsale car ceux-ci sont nombreux ce qui explique que la chambre magmatique soit constamment alimentée en magma frais d’où sont importante et sa constance alimentée.
Mise en place et fonctionnement d’une chambre magmatique dans un contexte d’ouverture lente (cas de l’Atlantique)
En géochimie, on a vue que dans nombreux cas les MORB N étaient issus d’un manteau appauvri mais que cette appauvrissement était variable selon ou avec les latitudes la mise en place ici semble se faire en 2 étapes :

Dans une 1ère étape : il y a fusion partielle de l’asthénosphère qui peut atteindre 30% de la péridotite mantellique. Cette importance fusion explique en partie les caractères appauvris des MORB car plus la fusion est importante plus le % d’élément en trace, on a un isotope radioactif diminue. Selon la latitude, la zone source, ici la zone asthénosphérique, est plus au moins contaminée par des roches issues des zones plus profondes c'est-à-dire venant des diapirs type point chaud qui possède un caractère enrichi en élément inconditionnel. Cette contamination est variable et de plus peu importante car les apports d’origine profonde sont peu important ainsi étant donné ce faible apport les chambres magmatiques sont petites mais multiples (planche M3). Ces caractères les opposent très nettement au immense chambre magmatique de dorsales type Pacifique. Ce magmatisme s’arrête par moment car il n’est plus alimenté en approvisionné.
Dans une 2e étape : les chambres magmatiques qui fonctionne normalement et qui était à l’origine de l’expansion océanique ne sont plus alimentée et la cristallisation commence mais l’expansion océanique continue lentement entrainée par les mots de courant de convection divergent, il s’en suit un entièrement tectonique qui prend le relais de l’apport magmatique ainsi le manteau peut affleurer directement les Gabbros qui sont en cours de cristallisation sont &tirés par le jeu de processus tectonique et acquièrent les déformations tectoniques qu’on leur reconnait et il ne reste plus qu’une modeste activité basaltique à l’origine des petites coulées sous marines locales. L’épaisseur de cette croûte océanique est beaucoup plus faible que dans le cas du pacifique et son évolution beaucoup plus lente.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Chapitre 6e : MAGMATISME DES ZONES INTRAPLAQUES
Introduction
Le magmatisme intraplaque des points chauds diversement distribué à la surface de la lithosphère, les points chauds correspondent les plus souvent à des lieux de productivité magmatique non installé en limite des plaques mais l’Islande fait cependant exception car elle combine la situation particulière des dorsales émergées et celles des points chauds.
Roche magmatiques variées à l’affleurement
Les roches les plus fréquemment observées sont :
Basalte alcalin présentant de clynopyroxène mieux exprimés que dans les Morbs notamment l’Augite et des plagioclases ;
Basaltes tholeïtiques qui sont minéralogiquement assez voisin que ceux des dorsales du moins par leur grandes proportions en phéno cristaux.
Model géodynamique aux composant locales fortes
A la source d’un point chaud, on peut envisager un panache mantellique actif déclenché par une instabilité gravitaire (contraste de densité lié à un échauffement plus au moins étendue) au niveau d’une zone de transition c'est-à-dire au frontière manteau inférieur N.E ou bien manteau inférieur et manteau supérieur.
Ces panaches mantelliques remontent toujours à l’état solide soit dans l’asthénosphère seul soit dans l’ensemble du manteau convectif depuis la base du manteau inférieur (planche PPa).
Par venir à une profondeur estimée à 150Km, les matériels de panache subissent une fusion partielle avec un potentiel de production magmatique d’autant plus important qu’il se situe en l’axe panache. (Planche PPb).
C’est ce qui peut expliquer que les laves d’un édifice volcanique situées à l’aplomb de panache puissent avoir souvent un caractère tholeïtique lié à un tôt de fusion élevée alors que les laves de volcan périphérique sont plutôt alcalines suite à un taux de fusion faible. Cette dualité tient également à la vigueur des panaches c'est-à-dire un panache peut actif ne peut permettre profondément la base de la lithosphère d’où un taux de fusion faible en revanche un panache très actif, est capable de réchauffer la base de la lithosphère donc d’en réduire l’épaisseur ce qui veut dire l’isotherme se trouve élevé environ 1300°c et l’amène ainsi à se fondre lus près de la surface soit un taux de fusion plus élevé.
Au cours de lever remontée dans la lithosphère, les magmas peuvent être objet de contamination et cela surtout si la croûte est  nature continental mais aussi connaitre quelques étapes de différentiation lors du séjour dans la chambre magmatique. En d’autre terme, au cours de cette remontée de panache peut toujours inter réagir avec le niveau plus superficiel en suite s’accroitre en volume et enfin acquérir une signature géochimique plus particulière.      

 


Notion de points chauds
1. Origine des points chauds
Il existe actuellement de deux grandes théories sur l’origine des points chauds :
a. Théorie du double étage de convexion (Planche M5)
Cette théorie explique qu’il existe deux grandes étapes des courants de convexion à l’intérieur de la terre. L’un se situerait dans l’asthénosphère et l’autre dans le manteau inférieur.
Il semble acquis que des  nombreux diapirs se fondent à 700Km de profondeur, c'est-à-dire à la limite du manteau supérieur et du manteau inférieur. Mais ces diapirs peuvent également provenir à partir de la limite du manteau inférieur du noyau externe c'est-à-dire à 2900Km de profondeur, ces diapirs une fois formés s’élèvent vers la surface toujours à l’état solide et que cette montée peut prendre plusieurs millions d’années.
La chaleur issue du manteau inférieur remonte également grâce à des courants de convexion et qui provoque une augmentation de température à l’origine d’une fusion souvent partielle très faible. Si cette fusion est de 5 à 10% nous obtenons des basaltes alcalins, si elle est de 30% nous serons en présence des tholeïtes. Cette fusion peut débuter à partir de 150Km de profondeur et se poursuivre jusqu’à 50Km, c’est également là que se produisent le mélange entre le magma d’origine profonde et le magma des dorsales océaniques.


b. Théorie d’un seul étage de convexion fig. M6
D’après certains auteurs plus particulièrement Nicolas admet l’é*existence d’un seul étage de courant de convexion et dans ce cas le point chaud apparait comme une limite des cellules de convexe au même titre que la zone de subduction. Ainsi, à l’issus de l’attraction exercée par la lithosphère qui s’enfonce dans les zones de subduction, la croûte océanique se déchire plus facilement lorsqu’il existe des courants de convexion important qui agissent comme des véritables tapis roulant et qui interviennent dans l’extension océanique.
2. Pétrographie et géochimie des roches
Ici on distingue deux cas :
1er cas : Hawaï, de la Renon et de l’Island
Les  basaltes tholeitiques sont semblables aux Morbs des dorsales, ils en différent néanmoins par la présence des nombreux phénocristaux d’olivine, la forstérite 90 à 70% ensuite par la présence d’ortho et clynopyroxène (hepersthène, augite) ensuite par l’abondance des spinelles Mg et Fe par la suite. Le feldspath alcalin est rare ou absent, les plagioclases sont important An 88 à 40%, on a aussi des oxydes ferrotitaneés  dans les basaltes tholeitiques et alcalin. Les produits différenciés ne sont vraiment présent qu’en Island ou ils représentent environ 23% du total des roches volcaniques.

 

 2e cas : des autres points chauds
Les roches ici sont des basaltes alcalins et des basanites auxquels s’ajoutent des produits différenciés tels que les Hawaïtes etc et enfin des phonoli minéralogie (olivine, zoné, plagioclase plus au moins automorphe), présence des pyroxènes (augite, titanifère). La mézostasé est composé de l’augite clynopyroxène, feldspath alcalin et quelques feldspathoïdes. Tableau N1.
Analyse des éléments majeurs, nous montre la richesse du magma en Fe et Mg c'est-à-dire entre 8 à 10% ainsi qu’en ça ce qui permet de comprendre la richesse des basaltes en olivine et pyroxène ferro magmas également des plagioclases calciques. Les analyses de l’Ile d’ascension qui concerne les basaltes et leurs produits différenciés permettent d’observer l’évolution des magmas alcalins, les 1er  minéraux qui se forment étant ferromagnésien, le magma s’enrichie en élément alcalin c'est-à-dire les éléments qui préfère plutôt les liquides que les solides d’où les alcalins ont des fortes teneurs dans les produits différenciés. Il est également intéressant d’étudier les éléments incompatible et terre rare, ces éléments vont nous permettre de préciser l’origine des points chauds et en mettre en évidence les relations qui existent avec les dorsales planche N2 et N3. La figure N2 montre que le rapport  en fonction de zirconium des morbs de dorsales Atlantiques, des dorsales Indiennes et Antarctiques sont intermédiaires entre ceux d’un manteau appauvri typique des dorsales de type N et ceux des points chauds de Bouvet et ceux de Tristan Dacum c'est-à-dire d’un manteau enrichi, il semble dans ce cas précis qu’il peut y avoir un mélange entre ces deux types du magma de même l’analyse de la figure N3 correspondant à l’abondance des terres rares dans différent basaltes de points chauds montre que l’on peut séparer OIB et MORB de type N mais cette séparation est beaucoup moins évidente pour les OIB de type P.
II. Le volcanisme intraplaque continental  
Ici on abordera le volcanisme tholeitique (Trapps) planche O1
Les grandes étendues  continentales sont recouvertes des plateaux basaltiques épais ou pas appelés Trapps. On peut distinguer 2 cas essentiels selon que la coulée des laves a une surface plus au moins lisse ou cordée, dans ce cas nous avons la lave dite Rahoehoe (nom d’origine Hawaïenne) dans le cas de ces surfaces des coulées caoteque  la plus part d cas la lave est peu compact et coriacé,  ce qui dénote un dégazage, ce sont des laves a.a.
Pour ce qui est de leurs aspects en profondeur dans toutes les coulées continentales des basaltes, il apparait des bras verticaux qui délimitent des prismes plus au moins réguliers parfois hexagonaux ou pentagonaux, ce sont des orgues basaltiques.     
Du point de vue pétrographique et géochimie, ces basaltes ont des compassions de tholeïte à olivine contiennent peu des phénocristaux, pyroxène, plagioclase calcique An 80 à 50%. Les produits différenciés tels que Andésite, dacite, rhyodacite existe mais en moindre quantité planche O2.
Analyse chimique qui montre un % de SiO2 voisin de celui des basaltes de dorsales c'est-à-dire 50 à 52%. Il est clair d’après ce tableau que les tholeïtes continentales de Trapps sont proches des basaltes de ride médio océanique c'est-à-dire MORB ainsi que des OIB (Basalte d’Iles Océanique).
III. Magmatisme des rifts
On peut distinguer 2 types de rifts (planche O3) :
Rifts actifs : les événements qui se produisent, il  ya d’abord remontée de l‘asthénosphère laquelle est associée soit à la mise en place dune future dorsale soit d’un point chaud. La fusion  partielle du matériel est le changement des phases qui précède sont responsable du bombement et enfin il y a formation du rift, la branche Ouest du rift Est-Africain représente le cas précis. Il est sans doute dû à la présence d’un point chaud mais ceci reste à démontre l’ordre de phénomènes géologique qui se produisent est le suivant :
 Bombement ;
Volcanisme ;
Rifting.
Ce type de rift présente les caractéristiques suivantes :
1. Activité volcanique forte et continue ;
2. Fort tôt d’extension ;
3. Prédominance du magmatisme alcalin ;
4. Distribution bimodale de ce volcanisme c'est-à-dire magma basique et acide.
Rift passifs : dans ce cas précis, le rift se forme en 1er par la mise en place de petites cellules de convexion puis les bombardements du rift sont ensuite relevés par la dilatation d’origine thermique qui a lieu au abord du rift où les failles sont les plus développés. Ce type de rift est souvent issu des phénomènes tectoniques, c’est le cas du lac Baïkal  mis en place à la suite de la collision de l’Inde et l’Asie. L’ordre des phénomènes géologiques :
Rifting ;
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Bombement ;
Volcanisme.
Ce type de rift présente un certain nombre de caractère typique :
Faible activité volcanique et discontinue ;
Faible extension ;
Magma basaltique varié ;
Présence des carbonatites.
I. Volcanisme du Rift Est-Africain
a. Aspect général du rift
L’intérêt du rift Est-Africain résulte du fait que c’est l’un des rares exemples au monde permettant l’évolution du volcanisme au cours des différents stades de fracturation lithosphérique depuis l’amorce du phénomène distensif jusqu’à l’ouverture d’un domaine océanique, 2 branches distinctes peuvent être décrites :
La branche orientale qui s’amorce de la jonction de la mère rouge et du golf d’Aden dans la dépression d’Afar puis se diverge vers l’Ethiopie ; le Kenya jusqu’ à la divergence du Nord Tanzanienne ;
Une branche occidentale qui se dirige du Nord Tanzanienne jusqu’à Mozambique.
b. Du point de vue pétrographique
Série tholeitique : en Ethiopie et au Sud Kivu ;
Série transitionnelle représente le Nord du rift Kenya, le Nord Kivu et la dépression d’Afar ;
Série alcaline : sud du rift Kenya, chaine de Virunga à TORO-ANKOLE.
c. Le magmatisme dans le temps
Les 1er laves à apparaitre sont des basaltes tholeitiques plus au moins associés aux basaltes transitionnelle porche des OIB type Hawaïen et on pense à l’ère actuelle que ce volcanisme est en manteau relation avec la présence des points chauds en profondeur vers 700Km. Cette augmentation de la chaleur pouvait provoquer la baisse de la densité du manteau qui expliquerait la montée. Ce stade est qualifié de pré-rift et ce bombement cristal s’accompagne de laves alcalines qui s’ébranche et parfois accompagné des laves carbonititiques. Ces laves sont dans la plus part des cas, des basalitites, des Néphelinites.
Elles ont tous sous saturées en SiO2 mais légèrement riche en alcalin et élément incompatible ce qui reflète une fusion partielle faible sans doute profonde mais aussi une origine mantellique d’un magma, enrichi et enfin le processus de contamination importante. Ce volcanisme correspond au stade Syn-Rift puis lorsque la distension se poursuit, les laves de la série transitionnelle réapparaissent relayé par le tholeites typiques c'est-à-dire Morb lorsque la déchirure est totale, c’est le cas de la mer rouge et la region de Djibouti. Ce volcanisme correspond au type poste rift.
1. Aspect géochimique tableau N4
Il représente les compositions chimique des différentes laves sous saturées du rift Est Africain, différents teneurs des roches dans le diagramme de composé Ni5 et N6. Ces diagrammes nous montrent 2 champs, les roches présentent ici une disposition bimodale et on observe une évolution géochimique continue du pôle basique vers le pôle acide.  Comme la disposition nous fait penser à 2 sources mais pour l’affirmation, il faut faire une analyse très approfondie en faisant appel aux éléments traces. Les variations chimiques observées peuvent nous amener en pensant 4 origines possible :
Cristallisation fractionnelle ;
Hétérogénéité du magma par année ;
Degré de fusion partielle ;
Contamination cristalline.
Il est à retenir que lorsque le rapport des éléments traces Mb/1 ; a/1. Le rapport et Rb/Zr sont relativement constante des différentes roches de série alcaline et transitionnelle. Cela signifie que la contamination est faible et ne modifie pas le rapport de ces éléments lorsque le magma traverse la lithosphère ou même stagne dans une chambre magmatique, cela signifie aussi que l’origine mantellique est la même. A ce qui concerne les basaltes transitionnelles, Rhyolites ; la répartition des roches étant nettement bimodale, on peut supposer qu’il existe 2 magmas différents un  basique asthénosphérique issus du manteau enrichi et générateur des termes basiques et un magma acide cristallin générateur du magma rhyolitique. Le degré Np. 1 montre que les basaltes de la branche ouest du rift Est-Africain ; ainsi que les basaltes transitionnels ont une signature géochimique proche de celle d’un point chaud. Il est donc possible d’admettre que ces basaltes transitionnels ont comme origine l’asthénosphère enrichi par un apport mantellique profond ce qui explique la haute teneur en élément incompatible.
Du point de vue isotopique (Np. 2), ce diagramme montre que le rapport  des laves de la série bimodales sont très élevées pour le rhyolite de Naïvacha c'est-à-dire de rift Kenya alors que les basaltes de cette même région ont des rapports  plus faible et se situe dans le champ des OIB c'est-à-dire l’origine est double. Le manteau asthénosphérique pour les basaltes et croûte continentale  pour les rhyolites néanmoins, on peut également mettre une autre hypothèse pour les rhyolites, c’est lithosphérique par la croûte continentale.
II. Origine et évolution du magmatisme des rifts
La complexité des phénomènes volcaniques dans les zones des rifts continentales actifs peut se résumer en 5 points fondamentaux :
1er point : mise en place d’un panache mantellique très chaud ce qui a pour conséquence un réchauffement lithosphérique sa fusion et l’apparition d’un volcanisme tholeïtique associé aux basaltes transitionnels ;
2e point : apparition d’un bombement lithosphérique, ici nous avons le remplacement de la source lithosphérique du volcanisme par la source asthénosphérique. Le volcanisme est plus alcalin en relation avec l’origine ici le manteau enrichie et avec le tôt de fusion partielle ;
3e point : possibilité d’obtenir  à ce stade un volcanisme bimodale c'est-à-dire basaltes alcalins qui ont pour origine manteau asthénosphérique et puis magma rhyotique qui ont pour source fusion de la croûte ou une contamination plus importante de la croûte ;
4e point : augmentation rapide de rifting, ici on a le remplacement du volcanisme alcalin par un volcanisme plus en plus tholeitique ;
5e point : mise en place des MORBS lorsque la déchirure est totale et nous assistons à la création d’une croûte océanique embryonnaire.
III.  Magmatisme hyper alcalin potassique intraplaque
On donne aux roches le nom général des roches hyperalcalins lorsque la teneur en K2O> 3 et que le rapport K2O/Na2 0>3, on divise les roches hyperalcalins en 3 groupes :
Groupe de Lamproïte
Le rapport K2O/Na2 0>5 et là où SiO2  est composé entre 25 à 45%. Ce sont des roches magmatiques post-orogéniques associées à des faibles importantes à des roches intracontinentales que sont de Kimberlites, une Kimberlite est une brèche magmatique sous saturée de 20 à 25% de SiO2  dont la minéralisation est la sursaturation olivine + pyroxène + phlogopite + des carbonates d’origine magmatique également des grenats alumineux et magnésien, TiO2, de la cassite et parfois du diamant.
Feel Cmp Veste Cmp Anthracite Feel Veste Cmp Cmp Anthracite Anthracite Veste Anthracite Feel Feel Veste apwBqO1 Groupe des roches hyperalcalines des rifts
Ces types des roches apparaissent dans la branche océanique du Nord Kenya. Il s’agit de Mehmitite lamprofil qui est des roches magmatiques a chimisme varié dont les minéraux ne sont jamais en équilibre ce qui permet la coexistence de l’olivine et quartz.
Groupe des roches hyperalcalines des zones orogéniques
Il s’agit des Kimberlites roche la plus connue de ce groupe


IV. Le plutonisme continental
1. Le Granite à Anorogénique
Contrairement aux granites de chaine de montagne, ils ont une relation avec les zones orogéniques, ils ont typiquement une forme d’anneau. Le magmatisme est essentiellement alcalin les roches sont Gabbros, Syénites, Monzonites, Granites alcalins, Granites alumineux. La minéralisation des granites : quartz + pertites + biotites + amphibolite + pyroxène sodique. Ces roches sont riches en fluore et en terre rare mais pauvre en Pb, elles sont également associées à un volcanisme explosif type Eguimbitique et présence d’une caldura remplie des points pyroclastiques tel que les tufs, cendres. L’origine de ces roches est très profonde plusieurs solutions sont proposées :
La 1er consiste à faire dériver ces roches de la différentiation d’un magma basique ;
La 2e consiste à faire dériver les roches de la cristallisation d’un magma cristallin profond accompagné de montée épisodique de magma basaltique ;
La 3e combinaison de 1er et 2e c'est-à-dire les granites hyperalcalins proviendraient du manteau alors que les alumineux proviendraient du magma dite initialement mantellique et hyperalcalin mais qui aurait été contaminé avec la croûte.

 


2. Les complexes carbonatitiques
Le roche principale est le carbonatite, sa minéralisation consiste 1er en calcite + dolomite + ankerite + feldspath + olivine + phlogopite + apatite + néphéline et quelques minéraux rares. Son chimisme est exceptionnel de 2 à 10% de SiO2 ; 6 à 14% de fer ferreux et fer ferrique (FeO + Fe2O3) ; 40 à 50% CaO ; 0,5% de la somme des alcalins ; 15 à 30% de Co2. Plusieurs origines ont été proposées pour ces roches :
Fusion de l’asthénosphère (voir du manteau inférieur) pour donner naissance à un magma néphélimique qui serait capable de cristalliser ;
Elle pourrait être métasomatique ; le magma aurait été comme origine le manteau asthénosphérique profond enrichi en élément incompatible ce qui induit un tôt de fusion faible et une haute teneur en alcalin. Lors de sa montée vers la surface, le magma s’enrichirait à nouveau en alcalin, on peut avoir de teneur allant de 7% et ce magma serait fortement contaminé par des solutions riches en CO2. Celui-ci pouvait provenir soit des zones de subduction ce qui pourrait avoir comme source la subduction soit de la croûte océanique qui peut contenir des volumes non négligeables des carbonates (marbres). Donc ces complexes carbonititiques sont soit souvent associé aux rifts océanisés.

 


Chapitre 7e LE MAGMATISME DES ZONES DE CONVERGENCE DES PLAQUES LITHOSPHERIQUES
I. Le Volcanisme des zones de subduction
I.1. Cadre général
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Le volcanisme ici est soit :
Très diversifié car le magma est polygénique car ils peuvent provenir soit de fusion de la croûte océanique subductée soit par fusion de l’asthénosphère et/ou de la lithosphère chevauchante soit par différenciation par cristallisation fractionnée associée à des phénomènes d’hybridation entre deux types de magma ;
Soit peu diversifié dans ce cas-ci il s’agit d’un volcanisme andésitique qui représente environ 95% du magmatisme et du volcanisme rhyolitique type ignébritique.
NB : il faut distinguer le cas où deux lithosphères océaniques s’affrontent ce qui est à l’origine d’un arc insulaire et en général d’un bassin en arrière les arcs (planche MM3) au cas où une lithosphère océanique passe en subduction  sous une lithosphère continentale, ce qui est  à la base des marges actives type cordiellère des Andes.
Du point de vue pétrographique, les volcans des zones de subduction sont caractérisé par :   
1. Série tholeitique présente dans les arcs jeunes et les bassins arrières arcs ;
2. Série calco-alcaline dominée par les andésites ;
3. Série alcaline est plus interne et caractérise les arcs anciens et les cordiellères des marges actives ;
4. Série shosholitique plus interne et plus important dans les cordiellères type Andes.
Les roches de ce contexte sont riches en verre car le refroidissement à la sortie du cratère est trop rapide comme roche, on a des andésites dont la minéralogie (plagioclase zoné) andésine + olivine + forstérite 60 à 90% + pyroxène ortho et clyno + amphibole + biotite à cause de très forte teneur en H2O.
La mésostase est souvent microlitique et vitreuse, on a aussi des rhyolites et rhyodacites riche en quartz + sanidine + plagioclase + biotite + amphibole. La mésostase est vitreuse à microgrenue et parfois vitro clasique. Elle est parfois microlitique cas des Rhyodacites.
Dacite : roches claires à quartz + plagioclase clasique + pyroxène + biotite + amphibole. La mésostase est vitreuse à microlitique.
A. Du point de vue géochimique : Planche P1
La composition chimique des roches volcaniques des arcs insulaires et celles des marges continentales actives, l’attention est sur la teneur en K2O augmentation avec la différenciation avec les séries ci-après :
Tholeïtiques ;
Alcalines ;
Calco alcalines.


B. Les éléments traces : 2 cas
Arcs insulaires issus de la convergence de la croûte océanique ;
Cas des marges actives issus de la convexion de la croûte océanique et celle de la croûte continentale.
1. Cas des arcs insulaires
On compare ici les éléments de trace des basaltes des arcs insulaires avec ceux des Morbs de type N (planche P3). Les 2 types de magma  proviennent de la même source (Manteau asthénosphérique supérieur).
Pour la fig. P4, les basaltes alcalins des arcs insulaires le tôt de fusion est faible et une contamination importante autour lorsque on a des arcs anciennes. La contamination est due au passage d’un magma granodiorite.
2. Cas des marges actives
Si l’on compare les basaltes calco alcalins des marges actives aux basaltes calco alcalins des arcs insulaires, on constate que les éléments à faible potentiel ionique sont en proportion nettement plus forts dans le 1er que dans le 2e. On retrouve les mêmes piques pour les éléments K, Sr, Rb mais une dépression au niveau de Nb, ces caractéristiques sont communes à tous les magmas des zones de subduction.
La fig. P6 permet de comprendre l’origine de la contamination. Dans ce cas, les éléments sont classés suivant leur degré d’incompatibilité et leur mobilité dans une phase aqueuse. Ba sont très mobile tandis que ceux de droites sont immobiles  on constate ici l’importance de la contamination en élément dits mobiles c'est-à-dire Sr, K, Rb, Ba mais l’enrichissement qui est d’autant plus important lorsque le magma est d’origine plus profonde et stagne longtemps dans la chambre magmatique.
Il est possible de mettre en évidence cette contamination grâce au rapport Th/Yb par rapport au rapport Tb/Yb. Ici le comportement de l’Y est indépendant du processus de fusion partielle et cristallisation fractionnée. Ces rapports permettent de se faire une idée précise  des différentes contaminations dans la chambre magmatique. La fig. P7 montre  que les Morbs et les basaltes intraplaques ou une variation linéaire ce qu’indique ici que, le magma s’enrichisse de façon égale en Th et Ta. En  revanche, les volcanites des arcs insulaires et des marges actives ont des rapports Th/Yb beaucoup plus élevé mais non linéaire. Le Th fait partie des éléments à faible pression ionique et que de ce fait il est transportable par les eaux ce qui n’est pas le cas pour le Tb. L’eau joue un rôle important dans la contamination des magmas des zones de subduction.
C. Isotopes radioactifs
Ce sont d’excellents marqueurs des phénomènes complexes qui se produisent dans les zones de subduction. Ils caractérisent facilement la nature des sources magmatiques (fig. Q1).

 

 


Chapitre 8e : ORIGINE DU MAGMA
I. Origine du magma des zones de convergence
I.1. Evolution des paramètres physique
La pétrologie endogène est gouvernée par des paramètres physiques température et pression. Cette dernière peut être envisagée de diverses façon soit pression lithosphérique soit pression tectonique ou encore pression des fluides (H2O et CO2).
Rappel : il existe un gradient géothermique de 3° pour 100m d’une part et d’autre par la chaleur se transmet soit par conduction soit par convection. La carte de la fig. To1 montre la répartition et la variation du flux géothermique à la surface du Globe Terrestre et l’influence de ces flux dans les zones de subduction où nous pouvons avoir des valeurs allant de 80 à 100Mwath/mètre, ces flux se transmettent  par convexion.
La fig. To2 nous donne une répartition schématique de l’état thermique de la partie supérieure du Globe Terrestre, ceci dans le cadre de la tectonique des plaques et on constate aux droits des dorsales océaniques une anomalie thermique positive qui correspond à la montée de magma chaud. La chaleur se transmet par convexion ensuite ces isothermes redescendent et redeviennent presque tous les horizontaux et cela pendant toute la durée de vie du planché océanique qui peut vivre 200Ma à ce refroidissement correspond une subsidence thermique c'est-à-dire un affrontement du planché océanique dans les zones de subduction, l’évolution du flux thermique est complexe (fig. To2) au niveau  de la fosse les courbes isotherme plonge avec la lithosphère de sorte qu’à plus de 100Km de profondeur mais la température est restée faible car la conduction est insuffisamment rapide pour équilibrer les températures. Dans le plan de Bénioff, les isothermes remontent mais il faut insister sur le fait que le frottement entre les 2 lèvres en présence n’a pas grands effets sur cette augmentation de la température.
De ce qui précède, on comprend immédiatement pourquoi le métamorphisme qui affecte cette partie de la lithosphère plongeante est un métamorphisme de haute pression et basse température. Lorsque la subduction s’arrête, il existe une lente mais inexorable remontée des isothermes un équilibrage thermique qui se manifeste par un réchauffement en pression constante. Tous ces phénomènes peuvent être reportés sur un diagramme pression, température, temps ; leur aspect permet de comprendre à la fois l’origine du métamorphisme.
Dans l’arc insulaire, les isothermes montrent un léger bombement qui correspond d’une part à la présence de certain magma dont certains stagnent dans les chambres magmatiques et d’autre part aux phénomènes convectifs importants qui animent les régions convexion qui grâce à son efficacité permet les grandes quantités de chaleur issus des zones situées entre 300 à 700m de la montée vers la surface.
L’ H2O est un composant important de la lithosphère océanique pour :
D’une part parce que au moment de sa formation, il existe des circulations hydrothermales importants à l’origine d’une métensomatose de la croûte océanique ;
D’autre part parce que le contact prolonge de cette croûte avec eau océanique ne fera qui accentué le processus de métasomatose. A partir de 50Km de profondeur. L’eau commence à passer à l’état de vapeur et peut de ce fait s’échapper entrainant avec elle des nombreux composants vers 100Km de profondeur. Les minéraux silicatés constitutifs de la croûte se déshydratent ce qui entraine la transformation des faciès amphibolites, schiste bleu en faciès Eclogites qui est anhydre. Cette addition d’eau intervient nettement da ns la production de magma car elle provoque une baisse du solidus de la roche et le (diagramme To4) montre ce phénomène. Cette fusion peut affecter le manteau asthénosphérique supérieur susjascent soit le manteau lithosphérique chevauchant et sans doute également la croûte subductée.
Bref : il est donc indignable que  le magma de zones de subductions sont influencés prépondérante de l’eau qui intervient aussi bien dans les processus de fusion partielle et de contamination (fig. To5).
1. 1er Origine possible des roches des zones de subduction
On ne pense que la croûte océanique subductée. Lorsque la lithosphère océanique plonge dans une zone de subduction, la pression augmente rapidement les roches  constitutives de cette croûte océanique vont pouvoir se transformer par métamorphisme en passant par différents faciès. Si nous sommes dans un environnement plus froid (veille), les faciès rencontrés sont :
Faciès schistes à prhonite ou pumpelleyite ;
Faciès schistes bleu ;
Faciès éclogites.

Si nous sommes dans un environnement chaud se sont plutôt les faciès schistes, amphibolites et enfin éclogites. Dans les 2 cas, les solidus de l’éclogite est atteint, on est franchie entre 100 130Km de profondeur, cette roche (éclogite) pourrait donc fondre en donnant un magma de type andésitique. Or la composition chimique d’une andésite n’est pas strictement semblable, c'est-à-dire le magma andésitique n’est donc pas primaire et ne correspond pas à un magma éclogitique qui serait remonté vers la surface. La transformation s’accompagne toujours d’une déshydratation poussée car les minéraux constitutifs de l’éclogite à savoir pyrope, onfancite (pyroxène) sont des minéraux anhydres alors que les minéraux constitutifs des amphiboles et schistes bleus sont hydratés comme l’Amphibole ainsi les andésites ne sont pas issus d’une fusion de la croûte océanique subductée et métamorphisée.
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Ici, on met en exergue le manteau chevauchant
Les Coints mantelliques : qui surplombent la croûte subductée peut être le lieu de fusion importante. L’H2O issue de la déshydratation de la croûte océanique s’élève dans cette direction et à tendance à faire fondre une partie des ces coints mantelliques  tremblements expérimentaux ont montrés que la fusion partielle de ce matériel péridotitites peut engendrer des volumes importants des laves pré-andésitiques, la réaction est orthopyroxène + clynopyroxène + phase alumineuse = olivine + liquide de basaltique + H2O. au cours de leur montée vers la surface, ces laves seraient plus au moins transformées par mécanisme de fractionnement des minéraux et de contamination ; on a également tenté de dire que le magma andésitique avait une origine cristal car la base de la croûte continental à une composition chimique proche des andésites mais il est démontré que du point de vue géochimique les éléments traces, les 2 types des roches ont une différence mais cela n’exclut pas une contamination qui peut expliquer la différence.
La croûte continentale constitue un obstacle important à la remontée du magma profond, elle ralentie leur ascension en favorisant en même temps les phénomènes de contamination et différenciation magmatique.  
Mécanisme de diversification du magma andésitique
Différenciation magmatique
Soit un magma basaltique sous saturé à 120Km dans un manteau chevauchant Lhersolitique mais ici la teneur en H2O d’un tel magma est élevée environ 3,5% et des quantités d’amphiboles apparaissent précocement dans le bain silicaté comme l’olivine et pyroxène, l’amphibole est susceptible de constituer les cumulant amphibolitiques extraites par gravité.
Les conséquences sont importantes : amphibole est pauvre en SiO2 et son extraction du bain silicaté entraine un fort enrichissement en SiO2  du magma résiduel fig. Q3. A cet effet, l’amphibole est à l’origine d’une acidification du magma originel. La biotite qui est hydraté intervient mais tardivement la présence de ces minéraux hydratés a également une autre conséquence. A faible profondeur (5 et 10Km), amphibole et biotite sont instable à cause de la baisse de pression ; elle se transforme en pyroxène en libérant des grandes quantités d’H2O.
Contamination
A partir d’un magma basaltique sous saturé au départ on peut obtenir par différenciation d’un fractionnement minéralogique, les roches acides générateur d’andésite dacite, rhyolite le mécanisme de contamination de ce magma soit par l’asthénosphère  ou la lithosphère ou encore par la croûte continentale.
Il semble  donc qu’à partir d’un magma basaltique type asthénosphère exemple celui du coint  mantellique située entre la lithosphère subductée et la croûte continentale chevauchent. On peut mettre en évidence les 3 contaminations :
Contamination par la croûte océanique plongeante ;
Contamination par prisme d’accrétion sédimentaire;
 Contamination par la croûte continentale traversée.
Elle augmente avec le temps de séjour du magma dans la chambre magmatique. On peur avoir :
Transfère de gaz ;
Diffusion chimique.
Le 1er intervient dans le dernier stade de la montée magmatique lorsque les minéraux hydratés sont soumis à une décompression rapide, ici les gaz, H2O et CO2 s’exsolvent du bain silicaté et peuvent enfin intervenir dans la différenciation et dans l’obtention du magma acide ;


Le 2e cas de diffusion chimique qui est du même ordre c'est-à-dire lorsqu’une chambre magmatique se met en place à des niveaux élevés de l’écorce terrestre, les éléments chimiques peuvent diffuser dans plusieurs directions résultant il s’installe une zonation chimique.
Hybridation
Selon certains auteurs, il serait possible de mélanger 2 magmas différents l’un basique et l’autre acide ce qu’on permettrait d’obtenir des roches intermédiaires. Mais cette solution ne semble pas devoir être retenue dans les cas des roches andésitiques des zones de subduction. Car ces 2 magmas  sont trop différents de par leur densité, viscosité, teneur en H2O et température, cette solution reste possible dans le cas de certain magma granitique ou dans certains magmas des zones de divergence.
Les caractères généraux du volcanisme des zones de subduction
Il ressort de l’étude du volcanisme de différentes zones de subduction un certain nombre des caractères généraux ci-après :
Présence soit de la série shosholitique, soit de la série alcaline mais jamais les 2 ensemble.
La série tholeïtique d’arc  est semblable à la série tholeïtique des dorsales. Mais la géochimie des éléments de traces et radioactifs est légèrement différente.


Les séries volcaniques des zones de subduction ne sont pas toutes présentes en même temps ce qui permet de distinguer 5 cas différents :  
Série tholeïtiques seule ;
Série tholeïtiques + série calaco-alcaline ;
Série tholeïtiques + série calco-alcaline +série alcaline ou shosholitique
Série tholeïtiques + calco-alcaline + série alcaline ou shosholitique
Série alcaline ou shosholitique.
En s’éloignant de la fosse ou rencontre successivement la série tholeïtique puis la série calco-alcaline suivit de la série alcaline ou série shosholitique. Le volcanisme semble être associé avec la nature des croûtes en présence (fig. MN3 ;
La rencontre lithosphère océanique et lithosphère océanique, nous donne un volcanisme tholeïtique ;
La rencontre lithosphère océanique et lithosphère continentale, donne un volcanisme calco-alcaline plus un volcanisme hyperalcalin type shosholitique ;
La rencontre lithosphère océanique et lithosphère océanique avec création d’un bassin marginal donne un volcanisme tholeïtique + calco-alcalin + volcanisme alcalin.
En conclusion, le volcanisme calco-alcalin est donc typique des zones de subduction d’où son importance dans la recherche des zones de subduction ancienne.
La série calco-alcaline est donc excellente margeur des zones de subduction. Si l’arc insulaire est jeune le volcanisme est calco-alcalin et il fait suite un volcanisme alcalin si les 2 croûtes océaniques sont en présence ou un volcanisme hyperalcalin ou shosholitique s’il y a rencontre d’une croûte océanique et d’une croûte continentale. Le schéma de la (fig. MN4) résume l’ensemble du volcanisme des différents contextes et leurs cades structuraux.
Notez également que le volcanisme est toujours plus récent que le début de la convergence des plaques et qu’il y a  environ 20Ma d’écart entre les 2 phénomènes. Cet écart doit correspondre d’un part à la formation du magma en profondeur et d’autre part la remontée du magma en surface.
II. Plutonisme des zones de subduction cas de Granites et des zones de collision
a. Minéralogie des Granites
Minéraux cardinaux : le Quartz 20 à 30% de la roche (volume) qui est un minéral silicaté potassique en terme de moyenne température d’une série de 3 polymorphes comprennent également la Sanidine qui elle est de haute température ≈ 1200°C et le microclime de basse température entre 500 à 700°C. Ces 2 minéraux seuls définissent en eux seuls un granite mais 2 autres minéraux sont très commun et font également partie des minéraux cardinaux, ce sont les plagioclases ou feldspath calco-sodique parmis les 6 qui constituent la série c'est-à-dire Albite, Oligoclase, Andésine, Labrador ; Bitwoite et Anorthite, 2 seulement sont représentés et il s’agit de l’albite et oligoclase. Les feldspaths dans leur ensemble représentent près de 60% de la roche c'est-à-dire en raison de 30% pour chacun d’entre eux ;
Minéraux accessoires : Apatite, zircon, sphère, les minéraux qui sont parfois présent Tourmaline, Cordiérite et Amphibole. Les minéraux exceptionnels Aumetiste (quartz violet), Pyroxène, Lépidote, Topaze. Deux grands chercheurs WHITE et CHAPELE ont proposé en 1974, 4 associations principales des granithoïdes. Il s’agit des granithoïdes de type M, de type I associé à une marge active (igné), type S origine sédimentaire, type A plus rares et se développe en dehors des orogénèses (Anorogéniques). Mais la majorité des granites se mettent en place en contexte compressif au cours ou après l’orogénèse, la plus part des granites apparaissent dans les zones de collision intra continental et de plus la majorité des post orogéniques ou post tectonique.
a. Granites de type M
Les roches les plus courantes sont des plagiogranites c'est-à-dire des roches riches en plagioclases Na, les Diorites et Gabbros. Ces roches dessinent souvent des complexes zonées, elles sont riche en enclave basique et acide le rapport   est < 0,704 ; ce qui nous donne une idée de l’origine de ces roches.
b. Granites de type I
Ils sont toujours associés à une marge continentale active et surtout à des volcanites exemples au niveau de la ceinture batolitiques  des ondes, les plutons granitiques sont toujours calco-alcalin et associé à des  granodiorites thomalites (diorites quartzites) et des granites monzonitiques qui sont communément appelés Adamellites, on trouve également des Gabbros et des Syeno-diorites la biotite et la magnetite sont des minéraux constants dans toutes les roches de cette association, l’amphibole est également présente.

L’origine de ce magma fait appel d’une part à la fusion du manteau et d’autre  part à la croûte. Le problème majeur qui se pose est la composition chimique de la base de la croûte continentale qui est très male connue ou sait que cette croûte est constituée des roches métamorphiques c'est-à-dire des granulites terme ultime du métamorphisme anhydre associé d’intrusion Dioritique et Gabbroïque ou si elles composent des quantités notables des granites, nous devons également associer le Gneiss. Si l’on admet la 1er solution la plus vraisemblance, nous dirons que les granites du type I apparaissent comme des mélanges des magmas andésitiques et granitiques, ce qui traduit les rapports   [0,705 — 0,709] c'est-à-dire entre le rapport des magmas mantelliques dont le rapport est situé entre 0,702 et 0,704 et, celui du magma cristaux 0,710 à 0,720.
c. Granites de type S
Ce sont des granites observés exclusivement en zones de collision continentale. Ils n’ont aucun lieu avec les volcanites et sont très enracinés dans la croûte où ils sont associés avec des roches très métamorphique et des zones très tectonisées. Leur mise en place est très récente (Tertiaire) et leur origine profonde type mésozonale et catazonisé. Ils sont riches en SiO2 et Al2O3, on observe des nombreuses enclaves xénolitiques des roches sédimentaires. Le rapport    0,708 à 0,740.

 


d. Granites de type A
Associés à un volcanisme explosif et sont toujours très tardifs dans l’évolution des chaines de montagnes. Certains auteurs avaient proposés une origine mantellique par un point chaud et différenciation importante.
Il ne semble pas nécessaire de faire intervenir un point chaud car il suffit d’une distension post orogénique pour expliquer la présence de ces granites annulaires.

 

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