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Magmas : origine et evolution

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Magmas : origine et evolution

  • Tout semble évoluer entre deux pôles : basaltique – granitique.


    1\ Magma volcanique.


    a\ Origine et évolution.





    Le gradient géothermique est de 30°C / km : le manteau supérieur peut fondre entre 100 et 250 kilomètres de profondeur. On parle ici de fusion partielle (asthénosphère) des péridots et du pyroxène. On a alors un liquide de type basaltique appelé pyrolite (comme la lherzolite).


    Cette fusion partielle peut venir des points chauds (bien localisés). L’augmentation de la concentration en eau aide la fusion ; au contraire, l’augmentation de la pression freine la fusion. La baisse de pression dans la zone de rift permet la remontée des fluides de quelques centimètres par an. Les fluides comme l’eau jouent un rôle essentiel en diminuant le point de fusion. En profondeur (à plus de 250 km), sans eau empêche la fusion.



    Le magma primaire.

    C’est un liquide directement issu de la fusion partielle du manteau supérieur (non contaminé, non modifié).


    Trois types de magmas primaires existent. Ils prennent naissance dans des contextes différents mais avec un chimisme identique (Fe, Mg, Ca).


    * Ouverture océanique (dorsale, rift). La LVZ remonte près de la surface, la pression faible est inférieure à 20kBar. La remonté adiabatique du manteau entraîne la formation d’un magma tholéitique. 40% < [H2O] < 60% et 40% < [CO2] < 60%.

    0,4 < ([H2O])/([CO2]) < 0,6 C’est le MORB (Mi Ocean Ridge Basalte)


    * Au niveau intraplaque (continentale ou océanique). En profondeur, la pression est supérieure à 20kBar. On est donc en présence d’un Hot Spot (point chaud), qui est une anomalie thermique. Les magmas sont alcalins (présence rare de tholéite) C’est le OIB (Ocean Island Basalte) ou OIT (Ocean Island Tholeite). Ce type de magma est caractérisé par un rapport 0,2 < ([H20]) / ([CO2]) < 0,4. Ces magmas sont plus fluides que les précédents.




    * Contexte de subduction. Les magmas présents ici sont intermédiaires : ce sont des basaltes andésitiques avec le rapport : 0,6 < ([H2O]) / ([CO2]) < 0,7.


    En général, les conditions de température et de pression sont telles que ces magmas ont une viscosité élevée. À température constante, si la pression baisse, la viscosité baisse également. On aura des magmas légers (d = 2,9) par rapport aux roches (d=3,3). La remontée vers la surface provoque une diminution de la pression et donc, la mise en place d’un magma de plus en plus fluide (si la température est bien constante).



    Des éléments volatils sont contenus dans les magmas. Au fur et à mesure que la pression diminue, les gaz se dégagent et provoquent l’apparition de mousse. Ce moussage provoque une augmentation du volume, ce qui entraîne alors des éruptions volcaniques (c’est le principal moteur des éruptions).



    Cet hypomagma est entre le liquidus (N) et le solidus (x). Pour remonter, il y a besoin d’une cassure dans l’écorce terrestre. Si le magma en trouve une, il remonte en surface de plus en fluide avec ses cristaux x.


    Si la fracture se referme, le magma va être piégé à une température d’environ 1000°C. Il refroidit alors lentement et quand la courbe du solidus est franchie, on obtient une roche plutonique grenue : les gabbros. La phase gazeuse (entre les grains) va alimenter des fumeroles ou bien des sources thermales.


    b\ Les magmas basaltiques.


    D’un point de vue chimique, les basaltes ont une concentration en silice variant entre 45 et 55%. Les teneurs en Fe, Mg et Ca sont élevées. Les concentrations en eau, Na et K sont faibles. On y trouve deux pôles : MORB et OIB (ou OIT), alcalins.



    * Les basaltes MORB. Leur composition caractérise le plancher océanique (la lave dans les dorsales). Ils sont pauvres en Na2O, K2O et titane. L’olivine est rare (même exceptionnelle), les pyroxènes sont peu ou pas calciques, le plagioclase est du « labrador », plutôt calcique, la silice est abondante. Le quartz n’y est jamais exprimé (il existe virtuellement dans le verre).



    * Les basaltes alcalins. Ils sont pauvres en silice ; l’olivine est abondante ; il y a des foïdes. Ils sont riches en alcalins et titane. Le pyroxène est calcique alors que les plagioclases « labrador » sont plutôt sodiques. Dans les îles océaniques, on trouve des basaltes OIB et OIT. Il semble qu’à partir d’un MORB, par cristallisation fractionnée, on obtient des liquides de plus en plus riches en silice.


    Les compositions globales sont très proches et la distinction se fait grâce aux éléments en traces et aux éléments iostopiques (différenciation par époque différente). Les MORB étaient appauvris en certains éléments il y a 1 ou 2 milliards d’années. Les basaltes alcalins et tholéitiques associés sont rares.


    Les basaltes des plateaux sont tholéitiques (postérieurs au Jurassique) et forment des épaisseurs allant de 2 à 4 kilomètres. On y connaît (olivines et andésites) deux volcans contaminés par des granites : les sources de magmas basaltiques sont diverses et résultent d’histoires diverses.




    * Les ophiolites.



    Les basaltes peuvent être associés à des roches grenues (en partie dans les ophiolites). Elles sont des témoins anciens de dorsales océaniques. De bas en haut, on trouve :

    - des péridotites foliées : roches à pyroxène et péridots, mais où les minéraux sont xénomorphes et où l’ensemble est plissé et déformé.

    - des péridotites litées : sont automorphes, en couche.

    - des gabbros : pyroxènes et feldspaths calciques avec quelques enclaves de péridotites litées.

    - des diorites, amphiboles (pas partout) et du quartz (on se rapproche du granit).

    - des basaltes prismés à la base et en pillow en haut.


    L’ensemble est traversé par des filons microgrenus de dollérite (même composition que les basaltes et les gabbros).

     C’est le résultat de la différenciation d’une chambre magmatique. Les premiers formés tombent et réagissent avec le liquide (ce sont des xénomorphes).

    La deuxième couche est formée pareil, mais elle est automorphe.

    Dans les gabbros, il peut y avoir des poches où se formeraient des amphiboles (et un peu de quartz) : ce sont des diorites.

    Les dollérites sont riches en pyroxènes et péridots.


    c\ Le magma andésitique.


    La composition de ce magma est entre celle d’un granite et celle d’un basalte. La formation de ces magmas est mal connue. Son origine est phatique. On retrouve ces magmas en bordure de subduction (océan sous continent), dans les arcs insulaires (océan sous océan). Pour les Andes, il y a contamination du manteau supérieur par de la croûte. Pour les arcs insulaires, on retrouve des minéraux colorés qui au final se retrouveront dans des amphiboles (vertes), des plagioclases (sodiques), dans quelques feldspaths potassiques et dans quelques rares cristaux de quartz. La composition chimique donne une concentration en SiO2 de 65% (contre 50% dans les basaltes) et la concentration en potassium (K) est de 2%.

    La profondeur de formation de ces magmas andésitiques est de 100km avec une pression de l’ordre de 30 kB.

    Les laves proviennent de la fusion du manteau supérieur ; l’eau au niveau de la zone de fusion a un rôle important. [H2O] / [CO2] = 0,75.



    Les sédiments (qui sont gorgés d’eau) avec les basaltes et les gabbros vont entrer en fusion sans aucun problème. Le résultat de cette fusion sera la formation d’un magma.


    1\ Métamorphisme et déshydratation (-125).

    Métamorphisme éclogite pour les basaltes secs.

    Métamorphisme green schistes ou amphibolites et pour les basaltes peu hydratés.


    2\ A 100km de profondeur, il y a une remontée qui provoque une fusion partielle du manteau. La remontée continue et la différenciation se poursuit.


    3\ Dans la croûte (environ 30km de profondeur), on distinguera deux cas :

    - les magmas non piégés : ils ont une différenciation dans la chambre magmatique et ils donneront des andésites.

    - les magmas piégés : ils se différencient et se contaminent. Le résultat sera l’obtention d’un magma calco-alcalin qui donneront des granitoïdes (granodiorites).



    Conclusion sur les magmas volcaniques.



    1 et 2 sont sur le continent ; ce sont des volcanismes de point chaud.


    En 1 : La cassure est peu importante ; la lave arrive en surface après s’être différenciée. Le résultat final sera la formation de basaltes alcalins, comme dans le Cantal (voir Saint-Flour).

    En 2 : La cassure est grande. C’est un volcanisme tholéitique vrai qui produit de grands placages de basalte sur le continent.

    En 3 : C’est un volcanisme andésitique avec métamorphisme HP et fusion partielle.

    En 4 : C’est un volcanisme des îles comme Hawaï. Point chaud, Basalte tholéitique OIB.

    En 5 : On a des grandes cassures, des rifts. On a des MORB (tholéitique vrai).


    2\ Les magmas plutoniques.


    a\ Origine et évolution.


    Granite : quartz + feldspath + mica.

    Cette composition est la composition moyenne des granites, qui est aussi la composition moyenne de la croûte continentale. Cela permet de penser que les granites ont pour origine la croûte continentale. En réalité, ils proviennent d’une fusion partielle de cette croûte continentale.

    Remarque : la croûte hydratée fond mieux que la croûte sèche.


    Pour provoquer la fusion partielle, il faut :

    - un enfouissement tectonique : l’épaississement est lié à la tectonique (pli relief) ;

    - une remontée d’un dôme thermique en profondeur ;

    - échauffement par un magma mantellique sous-jacent ;

    - présence locale d’H2O ou de CO2 en profondeur.


    b\ Anatexie et migmatisme.


    Le point de départ devrait être la fusion partielle et sélective de la croûte (minéraux hydratés) entre 20 et 30 km de profondeur. Magma anatectique.



    Il y a un puit eutectique à 700°C. La composition du liquide eutectique de début de fusion est située au niveau du puit.

    S’il y a une fusion partielle, il va rester de la roche. Les migmatites sont des mélanges de liquide anatectique avec de la roche encaissante. ON obtient des massifs granitiques à contours diffus.

    Au centre, on trouve beaucoup de leucosomes (dont la concentration diminue en allant vers l’extérieur). La migmatisation est une preuve de la fusion de la croûte (c’est un intermédiaire entre la fusion totale et le métamorphisme).


    c\ Intrusions granitiques.


    En profondeur, la fusion partielle entraîne la formation de massifs à contours diffus. Si une cassure est présente, le magma va avoir tendance à remonter ; il peut y avoir surchauffe grâce à un magma mantellique. On le sait car parfois, on a des minéraux basaltiques avec du granite.

    À 10 km de profondeur, le magma est bloqué ; il traverse la ligne du solidus, refroidit lentement, donne un pluton intrusif et transforme finalement la roche encaissante (métamorphisme de contact). Le contact entre le pluton et l’encaissant est brutal.


    d\ Minéralisations tardives.


    Les fluides s’échappent du pluton pendant son refroidissement. Les massifs intrusifs ont une structure en diapire.

    La température passant de 700°C à 600°C, il va y avoir des résidus de la cristallisation qui sont très riches en produits volatils (en particulier, de l’eau, H2O).

     eau + B ou eau + F

    Ces éléments servent de catalyseurs.

    Dans les joints de contractions, il y a formation de filons de pneumatites : on parle de phase pneumatolitique. Les pneumatites ont des cristaux de quartz, de feldspaths et de muscovite.

    Quand la température passe de 600°C à 400°C, la concentration en éléments volatils et en B et F augmente. Il y a alors formation de filons de pecmatites avec des cristaux de tourmalines (noires) et feldspathiques (émeraude, topaze).

    Quand la température passe finalement de 400°C à 100°C, on parle de phase hydrothermale. Cette phase termine l’histoire de la mise en place du massif avec des sulfures (de Pb, de Zn), des fluorures, des carbonates. Ces éléments sont autour des massifs de granite.


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