TP 5 - Le magmatisme de dorsale

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1. Etude expérimentale (en laboratoire) de la fusion d'une péridotite: à la recherche de la roche-mère mantellique

Cette partie contient des petits calculs qui vous aideront à comprendre que les modèles proposés dans le cours (nature pétrologique du manteau de type péridotite et schéma de la structure de l'axe de la dorsale) ne sont que des modèles... et donc sont perfectibles.

Classification des roches ultrabasiques
(très pauvres en Si (moins de 45% en masse de SiO2) et riches en ferro-magnésiens: Fe,Mg).
Le terme péridotite recouvre des roches ultrabasiques riches en olivine (l'olivine est un péridot (groupe de silicates): péridotite signifie donc roche très riche en péridots; remarquez qu'il est légitime de nommer une roche à partir du minéral majoritaire qu'elle contient). On distingue différents types de péridotites aux doux noms de dunite, harzburgite et lherzolite, du noms de certains massifs péridotitiques (Dun mountains en Nouvelle Zélande, Harzburg en Allemagne et Lherz (actuellement Lers) en ariège (France)...
OPx signifie Orthopyroxènes (un groupe de silicates dont l'hypersthène est un minéral représentatif car il est intermédiaire entre les OPx ferreux et les OPx magnésiens) qui se distingue des CPx ou Clinopyroxènes (calco-ferro-magnésiens ou alcalins) par deux orientations de clivages (des traces de "rayures" qui apparaissent au microscope optique et qui correspondent à des discontinuités régulières dans l'édifice cristallin) orthogonales pour les OPx et obliques pour les CPx (ce qui permet de les déterminer).
Au sens large les olivines forment un groupe de péridots dont la composition varie entre un pôle magnésien Mg₂SiO₄ (la fostérite) et un pôle ferreux Fe₂SiO₄ (la fayalite); au sens strict l'olivine est un minéral de formule (Fe,Mg)₂SiO₄.
Pyroxènes et olivines peuvent s'altérer en serpentine, silicate en feuillets de formule Mg₆[Si₄O₁₀(OH)₂] (OH)₆.

Que recouvre exactement (chiffrez à l'aide du diagramme triangulaire ci-dessus) le terme de péridotite ? Une péridotite contient plus de 40% d'olivine (en masse) et moins de 60% de pyroxènes (les OPx et les CPx pouvant chacun prendre des valeurs comprises entre 0 et 60% en masse).

Sachant que l'olivine est un minéral qui fond à plus haute température que les pyroxènes, pourquoi, lorsque l'on fond une roche de type péridotite, peut-on tout aussi bien nommer péridotite la roche-mère( qui donne le magma) et la roche résiduelle (qui reste une fois que le magma est parti) ? Un magma d'olivine pure donne par cristallisation une péridotite (dunite). Pour la roche résiduelle, si l'on s'éloigne peu du pôle Olivine, la roche résiduelle est toujours une péridotite de par sa composition chimique.

La composition théorique de la roche-mère mantellique idéale qui pourrait donner dans différentes conditions de température, pression et hydratation tous les magmas d'origine profonde observés varie bien sûr selon les auteurs. Les données présentées ici restent scolaires mais voici quelques éléments de réflexions issus de Géologie, objets et méthodes, Jean Dercourt et Jacques Paquet, Dunod, 1990 et de Dictionnaire de Géologie, A. FoucaulT et J.-F. Raoult, Masson, 1992.

* la science qui étudie les roches magmatiques par des expérimences est la pétrologie magmatique expérimentale. Elle s'efforce de comprendre la fomation des magmas et l'obtention des divers assemblages de roches magmatiques en profondeur (roches plutoniques) et en surface (roches volcaniques). Elles relie ensuite les conditions obtenues en laboratoire au contextes géodynamiques, c'est-à-dire à un lieu géologique présentant une histoire magmatique particulière (comme une zone de subduction...). C'est ce que nous allons essayer de faire.

* la formation d'une roche magmatique englobe trois étapes principales:

• 1ère étape
  de la péridotite mantellique au magma: c'est un phénomène de fusion; certains éléments du solide passent phase liquide.
  Si l'on fond une roche de type silicate, la première goutte de liquide qui apparaît n'a pas la même composition chimique que le solide. Certains éléments ont une affinité supérieure pour le liquide que pour le solide et inversement. Pour un élément chimique très dilué on utilise le coefficient de partage (D) pour chiffrer son affinité pour telle ou telle phase (comme D est le rapport de la concentration de l'élément dans la phase solide sur celle de cet élément dans la phase liquide (D = CS/CL), on a par exemple pour D=0,01 un élément qui se concentre dans le liquide sans entrer dans le solide et pour D=100 un élément qui au contraire entre très facilement dans le solide mais ne reste pas dans le liquide). Ce coefficient change avec la température, la pression et la teneur en eau du magma. Ces coefficients ont été obtenus pour des solidifications à partir de liquides mais on considère qu'ils sont aussi valables pour des fusions (la première goutte de magma est enrichie en éléments dans le coefficient de partage est minimal).
  Le diagramme ci-dessous est incorrect dans la mesure où il superpose les éléments d'un modèle (géothermes, domaines...) et des données expérimentales sur des fusions-cristallisations; globalement on est toujours dans le même modèle géodynamique.
  Replacé dans un diagramme général lithosphérique (P, T), deux chemins expérimentaux sont présentés:
  * une péridotite située en A1, subissant une remontée sans refroidissement ni réchauffement, voit apparaître une première goutte de liquide (point noté Liq) quand elle rencontre le solidus; dans l'exemple choisi ici elle atteint le point B avec quelques % de fusion partielle et donc une quantité très faible de magma par rapport au solide;
  * une péridotite située en A2 et subissant une remontée identique voit sa première goutte de liquide apparaître à une profondeur plus basse; dans l'exemple choisi elle atteint (de façon arbitraire) le point C avec un % de fusion de 20%.
  Remarque: dans les deux cas présentés ici (A1 et A2), la péridotite à grenat et phlogopite (mica noir) du départ est rapidement transformée à l'état solide en péridotite à grenat et amphibole par métamorphisme.
  
  

  Tracez le trajet en pression température et décrivez les phases observées à partir d'une péridotite à grenat et amphibole située à 90 Km de profondeur que l'on chauffe de 1000°C à 1500°C sans changer de pression ? Po indique le point de départ de coordonnées (1000°C , 90 km); on est dans le domaine des pérodotites à grenat et amphibole; si l'on chauffe cette roche sans modifier la pression on atteint P1 qui présente une limite d'instabilité de l'amphibole et où un nouveau minéral apparaît : la phlogopite; on a donc un métamorphisme, phénomène regroupant des réactions chimiques à l'état solide; en P2 on traverse le solidus, la première goutte de liquide apparaît donc en ce point; et en P3, à 1500°C un degré de fusion maximal d'environ 5% est atteint.

  Ce sont des tels schémas, tracés à partir d'expériences de mise sous pression et de chauffage de roches artificielles de composition déterminée que l'on peut essayer de prévoir l'apparition de tel ou tel magma dans telle ou telle condition géologique.
  Le géotherme sous l'axe de la dorsale ainsi que le géotherme océanique à 100 km de l'axe de la dorsale sont des courbes THEORIQUES tracées à partir des modèles et des résultats de fusion expérimentale (d'après Nathan, p 325).
  ATTENTION AU TEMPS: la vitesse de la remontée d'une péridotite le long du géotherme est de quelques centimètres par an ce qui fait pour une remontée de 100 km une durée de près de 10 millions d'années.

  Expliquez , en suivant le géotherme - qui représente la température que l'on pense règner dans la lithosphère et l'asthénosphère en fonction de la profondeur - , l'histoire d'une péridotite chaude qui proviendrait de plus de 150 km de profondeur et qui remonterait à la faveur d'un courant de convection ascendant sous la dorsale. Vers 150 km de profondeur, la péridotite chaude remonte sous l'axe de la dorsale (en rouge sur les schémas du cours) EN SUIVANT LE GÉOTHERME; aux alentours du point noté Fo sur le schéma, elle coupe le solidus, et fond (une première goutte de liquide apparaît) faiblement; plus elle remonte (flèches vertes), plus elle fond; le maximum de fusion est atteint vers le point noté F1 qui correspond à un pourcentage de l'ordre de 15% de fusion partielle, vers 25 km de profondeur. Ensuite, on ne peut plus vraiment suivre le géotherme car le magma a tendance à s'échapper et la péridotite, désormais appauvrie, ne remonte pas jusqu'à la surface mais s'arrête tout au plus avant les 7 km...

  A l'aide du géotherme sous la croûte océanique à 100 km de l'axe de la dorsale , expliquez la différence de comportement des roches asthénosphériques et lithosphériques en cet endroit par rapport à celles situées sous l'axe de la dorsale. Le géotherme à l'axe de la dorsale coupe le solidus alors que le géotherme à 100 km de l'axe ne le coupe pas; il n'y a donc pas apparition de magma pour une péridotite qui se trouve le long de ce géotherme.

  (d'après Dercourt et Paquet et livret d'accompagnement des diapositives "Roches magmatiques", Claude Schneider, CRDP de Strasbourg, 1988)
  
  Voici des résultats expérimentaux de fusion partielle d'une péridotite-mère:
  

  Oxydes	Composition chimique exprimée en poids d'oxydes (d'après Nathan, p 325)
  	péridotite-mère utilisée lors de l'expérience	% de fusion						basalte de dorsale
  		5%	15%	20%	25%	30%	40%
  SiO2	44,9	47	48	48,6	50,1	50,5	51,6	48
  Al2O3	3,2	15,7	13,2	12,8	11,8	10,5	7,8	14,3
  Fe2O3	8,6	13,9	12,1	8,9	8,3	8,9	8,4	11
  MgO	40	10,4	12	15,4	18,8	19,2	23,9	12
  CaO	3	9,2	12,6	13,2	10,1	9,9	7,4	12
  Na2O	0,2	2,6	1,5	1,1	0,8	0,9	0,8	2,2
  K2O	0,1	1,2	0,6	0,1	0,1	0,1	0,1	0,5

  
  

  Comparez qualitativement le comportement du magnésium et de calcium lors de la fusion à l'aide des coefficients de partage . Le magnésium est moins concentré dans le liquide que dans le solide, son coefficient de partage est donc assez élevé. Le calcium est plus concentré dans le liquide que dans le solide, son coefficient de partage est donc faible.

  Quel est le taux de fusion partielle le plus proche de celui qui aurait pu permettre d'obtenir un magma basaltique qui aurait ensuite cristallisé totalement et rapidement en un basalte ? 15%

  Mais en fait le magma qui apparaît à partir de la péridotite chaude qui remonte ne cristallise pas en une seule fois, comme nous allons le voir....

• 2ème étape
  du magma au solide magmatique : c'est un phénomène de solidification ou cristallisation; les éléments du liquide passent en phase solide, progressivement et pas tous dans le même ordre. On utilise les coefficients de partage pour proposer des ordres de cristallisation (les éléments qui entrent dans le premier cristal ont un coefficient de partage maximal). Pendant cette phase il n'est pas rare que le solide formé soit soustrait au magma dont il est issu (par "sédimentation magmatique"), ce qui change la composition du solide qui se forme à sa suite : c'est le phénomène de cristallisation fractionnée, en milieu ouvert, qui s'oppose à la cristallisation globale en milieu fermé.
• 3ème étape:
  du solide magmatique à la roche magmatique : c'est un phénomène de différenciation; les éléments du solide se réarrangent par métamorphisme (les éléments chimiques se déplacent dans le solide et forment de nouveaux cristaux: ce sont des réaction minéralogiques à l'état solide (sans apparition de liquide magmatique; même si parfois un peu d'eau peut se former ou favoriser ces réactions) ou par altération due à des fluides hydrothermaux ou par altération météorique (par la pluie, le vent, le gel, le soleil...).

2. La cristallisation fractionnée ou comment obtenir de nombreuses roches à partir d'un magma de composition chimique unique

Un magma est une roche en fusion mais les magmas naturels sont tous
- silicatés ou riches en silicates (un magma dit "très pauvre en silicates" contient encore près de 50% de SiO2 en poids d'oxydes; un magma "très riche en silicates" contient plus de 75% de SiO2 en poids d'oxydes),
- chauds (de température comprise entre 1200 et 1500°C)
- plus ou moins visqueux: si la teneur en silice est déterminante (plus un magma est riche en silice plus il est visqueux), la présence de fluides (de l'eau par exemple) ou l'élévation de la température diminuent la viscosité...
La cristallisation est fondamentalement dynamique, chaque minéral formé étant toujours en équilibre avec le liquide et susceptible de réagir avec lui en échangeant des ions pour donner naissance à un nouveau minéral. Mais le solide formé peut s'isoler du liquide, notamment s'il sédimente et s'accumule en une masse solide importante.
Bowen, dans les années 1925-1930, réalisa une série de travaux expérimentaux afin de déterminer l'ordre et les conditions d'apparition des cristaux à partir d'un magma plus ou moins silicaté, chaud et sec. Lors de sa solidification, si le magma est brassé la roche obtenue est homogène (dans le sens où sa composition minéralogique est homogène pour toute la roche). Si le magma, par exemple de composition basaltique, n'est pas brassé, les premiers minéraux à se former (les plus lourds: olivine et plagioclases très calciques) sédimentent au fond de la cuve de cristallisation et le liquide résiduel est enrichi en silice (puisque les minéraux cristallisés sont encore plus pauvres en silice que ne l'est le magma de départ). La cristallisation se passe un peu comme si elle était fractionnée en plusieurs étapes discontinues donnant lieu chacune à un type de roche différent. Dans la nature, on peut imaginer que, si une partie du liquide résiduel est soustrait progressivement de la chambre de cristallisation, on peut ainsi obtenir des roches différentes à partir d'un magma unique.
L'exemple qui suit n'est pas celui d'une cristallisation fractionnée mais présente des relevés réels réalisés sur des coulées basaltiques à Hawaï (Bordas ex1 p 282 avec une erreur à corriger d'après ma source citée ci-dessous).

Ordre d'apparition des minéraux lors de la cristallisation lente d'une coulée de basalte d'Hawaï (in Dercourt et Paquet, p 93, fig.6.6): à 1200°C la coulée est liquide; à 950°C, elle est solidifiée. Le refroidissement observé sur des culots basaltiques ou des lacs épais de quelques 50 à 75 m a duré quelques années. On a observé une accumulation des cristaux d'olivine magnésienne seuls puis associés à des plagioclases calciques et à des pyroxènes, dans le fond de cette modeste chambre de cristallisation; le liquide surnageant avait alors une compositiuon rhyolitique (la rhyolite est l'équivalent volcanique d'un granite) exprimant du quartz à l'état de (petits) cristaux.

A partir de quel pourcentage de liquide et de solide respectif (donc de quel degré de cristallisation) les olivines magnésiennes commencent-elles et cessent-elles de cristalliser ? Les olivines magnésiennes commencent à cristalliser au tout début de la cristallisation (0% de cristaux et 100% de liquide) et cessent à 42% de cristaux et 58% de liquide.

A-t-on vu cristalliser en même temps des cristaux d'olivine magnésienne et de feldspaths alcalins ? Non, les olivines cessent de cristalliser à 42% de cristaux alors que les feldspaths alcalins ne cristallisent qu'à partir de 82% de cristaux; leurs domaines de cristallisation sont disjoints; toute l'olivine a déjà cristallisé lorsque les feldspaths alcalins commencent à cristalliser.

Que cela peut-il impliquer sur les relations topologiques entre ces minéraux dans une lame mince réalisée à partir de la roche issue de cette cristallisation ? Dans une lame mince réalisée à partir de cette roche cristallisée et où l'on distingue les cristaux d'olivine et de feldspaths alcalins, les premiers cristaux (d'olivine) à cristalliser sont dits automorphes (bien cristallisés) alors que les cristaux de feldspaths alcalins, remplissant les cavités sont dits xénomorphes: ils ne peuvent cristalliser selon des formes "parfaites" et sont souvent plus petits. De même les cristaux d'olivine ne peuvent pas contenir de cristaux de fleldspaths alcalins (inclusion) alors que l'inverse est possible.

Peut-on dire que ce magma basaltique a donné lieu à une seule roche et pourquoi ? Non, d'après la légende du schéma, on a observé une sédimentation de cristaux d'olivine au fond de la "chambre de cristallisation"; le magma résiduel, situé dans la partie supérieure, a donc une composition appauvrie en éléments contenus dans l'olivine (Fe, Mg) mais enrichie en Si (qui entre peu dans les olivines), et va donc donner naissance à des cristaux correspondant à une roche de plus en plus siliceuse (jusqu'au terme rhyolitique, de composition granitique); c'est la cristallisation fractionnée qui détermine ici la superposition de plusieurs "strates" de roches de composition péridotitique en bas à rhyolitique en haut, alors que le magma originel a une composition basaltique.

3. La compréhension de la formation de la croûte océanique passe par celle des ophiolites, anciens morceaux de croûte océanique métamorphisée et visibles aujourd'hui à l'affleurement.

Les ophiolites (du grec ophis = serpent - dont les écailles de la peau sont figurées par certaines de ces roches, et lithos = pierre) sont des complexes de roches basaltiques associées aux chaînes de montagne. Leur étude ne pourra être faite ici faute de temps. Je renvoie au Belin p 99 et à l'ancien cours de terminale et surtout au superbe film: Oman, la plus belle ophiolite du monde.