Introduction
Quels processus magmatiques génèrent la diversité des roches magmatiques ?
Diversité des roches magmatiques
Pression lithostatique : P = r g z
Quelques chiffres :
(1GPa = 10 kbar 1 bar = pression atmosphérique)
Flux géothermique: dissipation de la chaleur interne en surface (44 TW = 1012W= 1012J.s-1 ).
Varie selon le contexte géodynamique: faible au cœur des continents, plus fort au niveau des rifts, dorsales et zones de subduction.
La chaleur initiale (12 TW) :
La radioactivité (20-30 TW)
Source la plus importante.
Source durable (période de désintégration > 700 Ma à 14 Ga).
Eléments concentrés dans la croute continentale mais production dominée par le manteau (effet de masse).
Dépend du nombre de Rayleigh Ra : force motrice d’Archimède comparée à la force de résistance visqueuse.
Ra > 1700 : le corps peut fluer, début de la convection.
Il faut une « faible » viscosité.
Litosphère :
Limite : 1300° : proche de la température de fusion de l’olivine, transition entre un comportement rigide et un comportement ductile.
Asténosphère :
Transport conductif dans
Transport convectif dans :
Différence thermique entre la base et le sommet de la lithosphère + chauffage interne par radioactivité.
Le système est adiabatique : La température reste constante quand la pression de l’asthénosphère varie au cours de la convection.
Modèle prédisant l’augmentation de la température avec la profondeur dans la Terre :
Modèle basé sur des « points d’ancrage ».
Températures « connues » à l’intérieur de la Terre.
Lien avec le magmatisme.
Magmatisme principalement associé aux zones de remontée (point chaud / dorsale) ou descente (subduction) des cellules de convection de l’asthénosphère.
Méthodes directes : observations échantillons du manteau
Méthodes indirectes
Roches du manteau supérieur =péridotite
Manteau soure -> fusion partielle -> Manteau résiduel solide + liquide primaire
Au sommet de l’asthénosphère, vers 100 km
Pour qu’il y ait fusion, il faut que le géotherme recoupe le solidus.
Ce n’est pas le cas.
Dans des conditions stables, le manteau ne fond pas.
LE MANTEAU TERRESTRE EST SOLIDE
Fort gradient thermique : dissipation de la chaleur par conduction.
Gradient adiabatique : dissipation de la chaleur par convection.
La fusion partielle du manteau est un processus ponctuel, associés à des contextes géodynamiques particuliers (divergence de plaques, subduction, panache mantellique).
1) La lithosphère est mince ou inexistante.
Le manteau asthénosphérique remonte de façon adiabatique jusqu’à faible profondeur.
Magmatisme au niveau des zones de divergence des plaques lithosphériques.
Fusion par décompression adiabatique de l’asthénosphère.
2) Le manteau asthéosphérique est plus chaud que la normale et remonte adiabatiquement.
Magmatisme intraplaque (ou de point chaud) lié aux panaches mantelliques (anomalie chimique et thermique au sein du manteau) qui remonte adiabatiquement depuis la base du manteau.
Fusion par décompression adiabatique d’un panache mantellique.
Dorsale océanique : fusion adiabatique de l’asthenosphere
Magmatisme intraplaque : fusion adiabatique de l’asthenosphere plus chaude d’un panache mantellique
3) La température de fusion (solidus) diminue = le manteau hydraté.
Magmatisme de subduction : la croûte océanique qui plonge se déshydrate et hydrate le coin de manteau sus-jacent.
Remontée adiabatique ou hydratation.
La fusion n’est jamais totale.
Les différents minéraux ne fondent pas à la même température = fusion non modale.
Pour un même degré de fusion, grenat et cpx ont presque disparu, olivine et opx sont toujours présents.
Manteau source : roche ultramafique
en manteau résiduel :
La fusion est partielle et non modale :
La composition du manteau résiduel et du liquide silicaté évolue en fonction des minéraux qui participent à la fusion et donc du taux de fusion.
Minéralogie du manteau résiduel et taux de fusion.
Ordre disparition des phases minérales au cours de la fusion : cpx, opx puis olivine
Péridotite fertile = lherzolite
Péridotite résiduelle = harzburgite (tout le cpx a fondu)
Péridotite réfractaire = dunite (tout l’opx a fondu)
Liquide silicaté : produit par la fusion préférentielle du grenat et cpx
Affinité pour les minéraux du manteau : éléments dits « compatibles »
Aucune affiinité pour les minéraux du manteau : éléments dits "incompatibles" :
La concentration dans les liquides des éléments n’ayant pas d’affinité pour les minéraux du manteau diminue quand le taux de fusion augmente.
La concentration dans les liquides des éléments ayant une forte affinité pour les minéraux du manteau augmente quand le taux de fusion augmente.
Si fusion adiabatique anhydre :
Manteau source ->
Liquide silicaté dit "primitif" ->
Différenciation magmatique ->
Liquide de composition différente dit "évolué" ou "résiduel".
Le refroidissement d’un magma est marqué par l’apparition de phases solides (les cristaux) lorsque celles-ci atteignent leur température de cristallisation (liquidus).
La cristallisation produit une chaleur latente de cristallisation = processus exothermique.
Ordre de cristallisation des phases minérales en fonction de la température du magma.
Tous les minéraux n’ont pas la même température de cristallisation (liquidus).
Les minéraux de la série de Bowen sont des solution solides : leur composition change au cours de la cristallisation fractionnée.
Suivre l’évolution de la composition du liquide et du solide.
Suivre la fraction de liquide restant.
Mais la composition du magma est « simplifiée ».
La concentration des éléments dans le liquide résiduel dépend de leur intégration ou non dans les minéraux qui cristallisent.
Exemple : magma basaltique cristallisant dans une chambre magmatique.
Bilan de masse :
Bilan de masse avec conservation de la matière :
% liquide = longueur segment (olivine – L0) / longueur segment (olivine – L1)
La cristallisation fractionnée = bilan de masse.
Dans un diagramme chimique :
Les laves évoluant à partir d’un même magma parent s’alignent le long de segments.
Les ruptures de pente traduisent un changement de minéralogie des cumulats = des phases minerals qui cristallisent.
Plus un magma est évolué (plus il a subi de cristallisation fractionnée) :
Mélange possible que si les contrastes de viscosité, densité et température entre les deux magmas ne sont pas trop élevés.
Bilan de masse : pas de perte ou gain de matière
Diagramme chimique : La composition du magma hybride s’aligne avec les deux magmas du mélange
Assimilation couplée à la cristallisation fractionnée (AFC).
1 – Cristallisation fractionnée du magma : réaction exothermique, libérant une chaleur latente de cristallisation.
2 – Fusion de l’encaissant, facilitée s’il est hydraté : production d’un liquide acide.
3 – Mélange entre le liquide de la chambre magmatique et le liquide acide.
Les magmas produits par différenciation à partir d’un même magma primitif sont caractérisés par 3 grands critères :
Les roches magmatiques forment alors une série magmatique.
Introduction
Quels processus magmatiques génèrent la diversité des roches magmatiques ?
Diversité des roches magmatiques
Pression lithostatique : P = r g z
Quelques chiffres :
(1GPa = 10 kbar 1 bar = pression atmosphérique)
Flux géothermique: dissipation de la chaleur interne en surface (44 TW = 1012W= 1012J.s-1 ).
Varie selon le contexte géodynamique: faible au cœur des continents, plus fort au niveau des rifts, dorsales et zones de subduction.
La chaleur initiale (12 TW) :
La radioactivité (20-30 TW)
Source la plus importante.
Source durable (période de désintégration > 700 Ma à 14 Ga).
Eléments concentrés dans la croute continentale mais production dominée par le manteau (effet de masse).
Dépend du nombre de Rayleigh Ra : force motrice d’Archimède comparée à la force de résistance visqueuse.
Ra > 1700 : le corps peut fluer, début de la convection.
Il faut une « faible » viscosité.
Litosphère :
Limite : 1300° : proche de la température de fusion de l’olivine, transition entre un comportement rigide et un comportement ductile.
Asténosphère :
Transport conductif dans
Transport convectif dans :
Différence thermique entre la base et le sommet de la lithosphère + chauffage interne par radioactivité.
Le système est adiabatique : La température reste constante quand la pression de l’asthénosphère varie au cours de la convection.
Modèle prédisant l’augmentation de la température avec la profondeur dans la Terre :
Modèle basé sur des « points d’ancrage ».
Températures « connues » à l’intérieur de la Terre.
Lien avec le magmatisme.
Magmatisme principalement associé aux zones de remontée (point chaud / dorsale) ou descente (subduction) des cellules de convection de l’asthénosphère.
Méthodes directes : observations échantillons du manteau
Méthodes indirectes
Roches du manteau supérieur =péridotite
Manteau soure -> fusion partielle -> Manteau résiduel solide + liquide primaire
Au sommet de l’asthénosphère, vers 100 km
Pour qu’il y ait fusion, il faut que le géotherme recoupe le solidus.
Ce n’est pas le cas.
Dans des conditions stables, le manteau ne fond pas.
LE MANTEAU TERRESTRE EST SOLIDE
Fort gradient thermique : dissipation de la chaleur par conduction.
Gradient adiabatique : dissipation de la chaleur par convection.
La fusion partielle du manteau est un processus ponctuel, associés à des contextes géodynamiques particuliers (divergence de plaques, subduction, panache mantellique).
1) La lithosphère est mince ou inexistante.
Le manteau asthénosphérique remonte de façon adiabatique jusqu’à faible profondeur.
Magmatisme au niveau des zones de divergence des plaques lithosphériques.
Fusion par décompression adiabatique de l’asthénosphère.
2) Le manteau asthéosphérique est plus chaud que la normale et remonte adiabatiquement.
Magmatisme intraplaque (ou de point chaud) lié aux panaches mantelliques (anomalie chimique et thermique au sein du manteau) qui remonte adiabatiquement depuis la base du manteau.
Fusion par décompression adiabatique d’un panache mantellique.
Dorsale océanique : fusion adiabatique de l’asthenosphere
Magmatisme intraplaque : fusion adiabatique de l’asthenosphere plus chaude d’un panache mantellique
3) La température de fusion (solidus) diminue = le manteau hydraté.
Magmatisme de subduction : la croûte océanique qui plonge se déshydrate et hydrate le coin de manteau sus-jacent.
Remontée adiabatique ou hydratation.
La fusion n’est jamais totale.
Les différents minéraux ne fondent pas à la même température = fusion non modale.
Pour un même degré de fusion, grenat et cpx ont presque disparu, olivine et opx sont toujours présents.
Manteau source : roche ultramafique
en manteau résiduel :
La fusion est partielle et non modale :
La composition du manteau résiduel et du liquide silicaté évolue en fonction des minéraux qui participent à la fusion et donc du taux de fusion.
Minéralogie du manteau résiduel et taux de fusion.
Ordre disparition des phases minérales au cours de la fusion : cpx, opx puis olivine
Péridotite fertile = lherzolite
Péridotite résiduelle = harzburgite (tout le cpx a fondu)
Péridotite réfractaire = dunite (tout l’opx a fondu)
Liquide silicaté : produit par la fusion préférentielle du grenat et cpx
Affinité pour les minéraux du manteau : éléments dits « compatibles »
Aucune affiinité pour les minéraux du manteau : éléments dits "incompatibles" :
La concentration dans les liquides des éléments n’ayant pas d’affinité pour les minéraux du manteau diminue quand le taux de fusion augmente.
La concentration dans les liquides des éléments ayant une forte affinité pour les minéraux du manteau augmente quand le taux de fusion augmente.
Si fusion adiabatique anhydre :
Manteau source ->
Liquide silicaté dit "primitif" ->
Différenciation magmatique ->
Liquide de composition différente dit "évolué" ou "résiduel".
Le refroidissement d’un magma est marqué par l’apparition de phases solides (les cristaux) lorsque celles-ci atteignent leur température de cristallisation (liquidus).
La cristallisation produit une chaleur latente de cristallisation = processus exothermique.
Ordre de cristallisation des phases minérales en fonction de la température du magma.
Tous les minéraux n’ont pas la même température de cristallisation (liquidus).
Les minéraux de la série de Bowen sont des solution solides : leur composition change au cours de la cristallisation fractionnée.
Suivre l’évolution de la composition du liquide et du solide.
Suivre la fraction de liquide restant.
Mais la composition du magma est « simplifiée ».
La concentration des éléments dans le liquide résiduel dépend de leur intégration ou non dans les minéraux qui cristallisent.
Exemple : magma basaltique cristallisant dans une chambre magmatique.
Bilan de masse :
Bilan de masse avec conservation de la matière :
% liquide = longueur segment (olivine – L0) / longueur segment (olivine – L1)
La cristallisation fractionnée = bilan de masse.
Dans un diagramme chimique :
Les laves évoluant à partir d’un même magma parent s’alignent le long de segments.
Les ruptures de pente traduisent un changement de minéralogie des cumulats = des phases minerals qui cristallisent.
Plus un magma est évolué (plus il a subi de cristallisation fractionnée) :
Mélange possible que si les contrastes de viscosité, densité et température entre les deux magmas ne sont pas trop élevés.
Bilan de masse : pas de perte ou gain de matière
Diagramme chimique : La composition du magma hybride s’aligne avec les deux magmas du mélange
Assimilation couplée à la cristallisation fractionnée (AFC).
1 – Cristallisation fractionnée du magma : réaction exothermique, libérant une chaleur latente de cristallisation.
2 – Fusion de l’encaissant, facilitée s’il est hydraté : production d’un liquide acide.
3 – Mélange entre le liquide de la chambre magmatique et le liquide acide.
Les magmas produits par différenciation à partir d’un même magma primitif sont caractérisés par 3 grands critères :
Les roches magmatiques forment alors une série magmatique.
