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La minéralogie. Qu’est qu’une roche? Minéraux 3 groupes: -Roches magmatiques (roches endogènes)= volcaniques+plutoniques -Roches métamorphiques -Roches.

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1 La minéralogie

2 Qu’est qu’une roche? Minéraux 3 groupes: -Roches magmatiques (roches endogènes)= volcaniques+plutoniques -Roches métamorphiques -Roches sédimentaires

3 Qu’est qu’1 minéral? Corps inorganique, composition fixe et propre : réseau cristallin correspond à un arrangement interne donnée. 1 er niveau: Les atomes s’assemble en molécules ac 2 principaux types de liens: ionique (transfert elec d’1 atome à l’autre; ex: Nacl) et covalents ( partage d’e-; ex Cl 2 )  composition chimique 2 ème niveau: espace limitée: l’espèce minérale  réseau cristallin formé de la maille [correspond à l’envp du plus petit polyèdre qui conserves les propriétés géométrique physique et chimique de l’ensemble]

4 Substitution entre les éléments (rayon ionique proche) –Fe 2+ Fe 3+ - Mg 2+ –Na + / Ca 2+ –Si 4+ /Al 3+ Perturbation du réseau en raison du nombre de charges Qu’est qu’1 minéral?

5 Système Cubique ou l’or des fous ex : pyrite FeS 2 Prisme droit à base carrée (quadratique) ex : Zircon ZrSiO 4 Hexagonal ex: Quartz SiO 2 Rhomboédrique ex:Néphéline(Na-K)SiO 4 Orthorhombique ex:L’olivine (Fe-Mg) 2 SiO 4 Monoclinique: prisme oblique à base rectangle ex: l’orthose KAlSi 3 O 8 Triclinique prisme oblique à base //gramme ex: l’albite NaALSi 3 O 8

6 Propriétés des minéraux Couleur Éclat Le trait Dureté : échelle de Mohs Ta Grosse Concierge Folle d'Amour Ose Quémander Tes Caresses Divines Densité Forme cristalline Clivage Effervescence Propriétés optiques

7 Minéraux essentiels des roches

8 Les silicates Bases tétraèdres Chaînes simples : les pyroxènes Doubles: les amphiboles Planaires : les micas TriD: quartz+ Feldspaths

9 Les pyroxènes (Mg,Fe) 2 Si 2 O 6 Opx : orthorhombique (enstatite MgSiO 3 ) Cpx : Monoclinique Pyroxène sodique: jadéite meta HP;BT

10 Les pyroxènes En lumière polarisée (mais non analysée) En lumière polarisée et analysée Les gros cristaux de pyroxène se reconnaissent très facilement à leur teinte légèrement beige, avec leurs sections aux limites peu précises et parcourues par de multiples fissures parallèles (clivages). pyroxène Avec l’analyseur, ils prennent des teintes vives, orangé, rouge, magenta ou bleu du début de l’échelle de polarisation.Avec l’analyseur La jadéite se reconnaît par ses sections de forme rectangulaire plus ou moins nette, sa couleur légèrement verte et la présence de fissures parallèles à l’intérieur : les clivages. jadéite Avec l’analyseurAvec l’analyseur, les teintes de polarisation s’échelonnent autour du jaune orangé du début de l’échelle des teintes de polarisation.

11 Amphiboles Groupement –OH Si 4 O 11 minéraux hydratés Hornblende Glaucophane Meta HP-BT Actinote ferromg Altération en chlorite, epidote,calcite et talc

12 Micas

13 Les roches Roches plutoniques: Refroidissement en profondeur (plusieurs km) Lent ( milliers années) Texture : GRENUE ; Cristallisation totale : HOLOCRISTALLINE Ex : Granite Sur le terrain : aspect de blocs t roches arrondies : chocs granitique Arène avant,si non érosion (glaciaire; écoulement hydrique) Diaclase: (fracture sans déplacement) : refroidissement; ou tectonique

14 Roches volcaniques: En surface Refroidissement rapide,quasi instantané (qq années à qq mois) Pas totalement cristallisée > Microlitique ou vitreuse Roches Vitreuse: Aucun cristal Refroidissement très rapide

15 F/ du Granites Roche grenue : Granites Q Feld alcalins Plagioclases Micas Pegmatite gros cristaux, graphique Roche microlitique: Rhyolites Q Orthose(sanidine) Biotite Q+Orthose peuvent former des sphérolites

16 F/ de la Granodiorites Roche grenue : Granodiorites (+ pauvre en Si et K 2 0, + Ca0) Q Plagioclases Biotite  pyr et amphiboles Hornblende Orthose exceptionnelle Roche microlitique: Dacites Q Andésine Biotite Hornblende Pyroxène Chaine de sub

17 F/ de la syénite Roche grenue : syénite Feld Na Amphiboles Q Orthose Micas (biotite) Roche microlitique: trachytes feld amphibole Biotite Sancy, puy-dome (domite)

18 F/ de la diorite Roche grenue : Diorite (déficit ou eq en silice) Pyroxène Amphiboles Plagioclases Puy de dome, Aydat Roche microlitique: andésites Andésine (plagio) Amphibole Pyroxène Arc insulaires et zone de sub

19 F/ du gabbro Roche grenue : Gabbro Plagioclases Ca > Na Pyroxène +amphibole,olivine, oxyde de fer Plancher océanique Dolérites : plagio intriquées dans cristaux pyr transition grenue/roche microlitique Ophites: peau de serpent

20 Roches microlitiques Basaltes Olivine Pyroxène +Plagio basique rare Cristaux augite et olivine: aspect porphyrique  ankaramites (augite++) Océanite (olivine++) Magnétite: coloration Basalte demi deuil: feld Roches basiques  fluides Basaltes tholéiitique: relativement riche en Si ( quartz raremt exprimé), olivine exceptionnelle  MORB, points chauds et trapps Basaltes alcalins : olivine, pauvre en Si, volcans intracontinentaux (mont dore) ou Intra océaniques (certains pt chaud)  IOB NB:dans séries alcalines et calco-roches intermédiaire: mugéarite+benmoréite

21 Roches à Feld et Feldspathoïdes Roche grenue : syénite à néphéline Pyroxène Amphiboles Feldspaths Néphéline ou leucite Roche microlitique: Phonolites(50-60% en Si) Sanidine Néphéline + néoséane et haüyne Pyroxène Suc du velay Téphrite,basanites

22 Roches à Feldspathoïdes Roche grenue : ijolite Pyroxène Néphéline ou leucite Roche microlitique: néphélinites ou leucitites Néphéline /leucite Pyroxène

23 F/ de la péridotite Roche grenue : Péridotites:Pyroxène +olivine Lherzolites: péridotite normale du MS -> basalte par FP Harzburgite: opx,olivine,spinelle (résidu de fusion de la P) Olivine serpentinisée Hornblendites,dunites Roche microlitique: limburgites,kiberlites

24 Les textures Grenue -Normale -Aplitique :mrx petits à peine visible à l’œil nu -Pegmatitique: dvp enormes de ts les mrx -Porphyroide : non homogène gros cristaux/petits Microgrenue: entièrement cristalisée mais mrx non visible à l’œil nu Microlitique: plus entièrement cristallisée, pate amorphe vitreuse Vitreuse: pas de cristaux

25 Le Magmatisme Les mrx qui cristallisent les 1 ers : minéraux basique (Ferromg) et dc qui fondent en dernier Les mrx qui cristallisent les derniers : quartz Tous les mg ont du Si0 2

26 Norme/Mode Mode: détermination des diff types de mrx et leur % ds la roche  peu précise Norme: analyse chimique de la roche Norme CIPW (calcul de la composition minéralogique) Éléments majeurs /mineurs(par substitutions ou incorporation passive)

27 Comment faire fondre une roche? décompresser les péridotites dans la branche "upwelling" des convections mantelliques ! injecter de l'eau dans l'asthénosphère au-dessus de la zone de subduction Augmentation de la température : désintégration atomique, courants de convection

28 Hydratation du Manteau Une autre manière de faire fondre le manteau est d'abaisser le point de fusion. Il se trouve que l'eau agit comme "fondant" qui permet de baisser considérablement la position du solidus (et du liquidus) du manteau. Cette situation est importante dans les zones de subduction, où la plaque descendante amène de l'eau à de grandes profondeurs :

29 RECHAUFFEMENT la subduction rapide d'une lithosphère océanique chaude (jeune, mince) peut conduire à la fusion de cette dernière par ce phénomène

30 La profondeur du point d'intersection est dépendante de : profondeur de départ vitesse de remontée volume du paquet impliqué Matériel : roche mère

31 Fusion partielle - viscosité du magma le magma n'est pas un liquide simple mais un mélange de: cristaux et de liquide (> 5% de volume ) la viscosité du magma est dépendante de : pourcentage de cristaux température chimie du magma (teneur en Si) –olivine (péridotite) -> liquide –"granite" -> visqueux, "pateux"

32 La tomographie sismique Cette technique permet de "visualiser" les poches de magma. En fait, c'est plutôt la modélisation des résultats, du ralentissement des ondes simiques qui donne accès à la température ainsi qu'au pourcentage estimé de "melt". C'est surtout les ondes de cisaillement s qui sont ralenties par la présence de fluide entre les cristaux...

33 Qu'est-ce qui fait monter le magma jusqu'à la surface de la terre ? la différence de densité entre magma et lithosphère sus- jacente !! Sur terre, les basaltes, avec leur viscosité faible, forment facilement des filons en profondeur, ou des coulées de grande étendue en surface Le magma granitique, plus visqueux, forme de préférence des plutons en profondeur. Ce comportement s'explique par un contraste de viscosité moindre entre le magma et l'encaissant.

34 Diagramme à solution solide unique Dans certains cas, comme par exemple Al-An, il n'y a pas de composé défini. Dans ces cas-là, le diagramme binaire est très simple, comme illustré ci-dessous : On a TA la température de fusion du corps pur An :1553°c; TB la température de fusion du corps pur Al:1220°c. On définit : le liquidus : au-dessus de cette courbe, le produit est entièrement liquide (c'est la courbe du haut) ; le liquidus définit la composition du liquide qui est à l'équilibre avec un solide à une température donnée ;liquidus le solidus : en dessous de cette courbe, tout le produit est solide ; le solidus définit la composition d'un solide qui est en équilibre avec un liquide à une température donnée.solidus Entre le liquidus et le solidus, on a un mélange solide-liquide. Ce diagramme permet de prédire la manière dont va se passer une solidification (voir cet article)solidification

35 Diagrammes de phase pour minéraux non miscibles: expliquent l'ordre de cristallisation à partir d'un « melt » d'une certaine composition chimique... Système Mg - Al : (un pyroxène) Diopside - Anorthite (un plagioclase) magma = liquide + cristaux ! mais "fondue" = melt = liquide Liquidus : au-dessus de cette courbe, tout est fondu solidus : au-dessous, tout est cristallisé premiers cristaux formées, c'est une fonction de la chimie, pas de la température : 1) anorthite pure se forme en premier 2) diopside pure se forme en premier Avec le refroidissement, des cristaux purs se forment, et par conséquent, la chimie du melt change - pour arriver vers le : point eutectique = T donnée, chimie donnée a ce point, le reste du "melt" cristallise avec la formation Simultanée de diopside et d'anorthite. l'arrangement des cristaux entre eux reflète ces événements; successifs. Les géologues (les métallurgistes) apprennent à interpréter ces "textures".

36 Les systèmes binaires albite-orthose Une variante de ce système est le mélange albite-orthose. Dans ce cas des échanges ont également lieu entre solide et liquide résiduel, si bien qu'au point M il se forme un seul minéral et non deux comme dans le cas d'un eutectique ; on parle alors de minimum thermique. Outre la présence d'un liquidus et d'un solidus, il apparait une nouvelle courbe: le solvus. Dans ce cas, entre le point M et le point de démixtion, la solution solide est complète (minéraux rares : anordioses). Mais lorsque la température décroit à nouveau, les 2 composants (albite et orthose) se séparent et l'on obtient un mélange hétérogène : les perthites. Bien entendu le minéral, qui avait déjà cristallisé, garde sa forme et c'est à l'intérieur du minéral que les atomes constitutifs migrent.

37 Autres diagrammes:

38 Cristallisation 3 modes: >>>>>>>>>>>>>>Mode 1<<<<<<<<<<<<<<<<<< Magma basique éléments basiques Ca, Fe, Mg  % élevé, pauvre en Si (-45%) Les premiers mnrx qui cristallisent sont des mnrx basiques à hte temp de cristallisation Ts les cations basiques sont épuisés et consomment le Si Le quartz ne peut pas apparaître  Roches sous-sat en Si

39 Cristallisation >>>>>>>>>>>Mode 2<<<<<<<<<<<<<<< Magma intermédiaire Les minéraux basiques(pyr,amphiboles) app à HT suivit par les mrx les+ acides à BT (feld) Le Q n’apparaît pas ou en petite quantité s’il reste du Si  Eq en silice ( 45%)

40 Cristallisation >>>>>>>>>>>Mode 3<<<<<<<<<<<<<<<< Le magma acide Ca,Fe,Mg faible quantité dans mg riche en Si et Al Mrx les+ acides restent (feld) car % élevé en Si Q apparaît en gde qté car autres épuisés (Na, Ca,Mg,Fe…)

41 Les différents types comment? 1) lors de la fusion, pas tous les minéraux du manteau ne fondent 2) lors de la cristallisation  différenciation convection : brassage ->homogénéisation sédimentation par gravité ->différenciation litage magmatique où les minéraux lourds, opaques (chromite, magnétite, pyrite,..) sont suivies par les silicates successivement plus légérs : olivine, pyroxènes, amphiboles, plagioclase

42 Série de Bowen Les cristaux ne vont pas se former tous en même temps comme l'exprime la série de Bowen. Les premiers minéraux à cristalliser seront évidemment les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et amphiboles ensuite. Ces cristaux vont se former dans le magma et vont sédimenter vers la base de la chambre magmatique pour former une roche riche en olivine, pyroxène et amphibole, une roche ignée mafique, un gabbro par exemple (roche ignée "A" sur le schéma). - une lignée discontinue: olivine - pyroxène - amphibole - mica - une lignée continue: plagioclase Ca- plagioclase Na- feldspath alcalin- quartz

43 Le liquide résiduel sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une composition disons intermédiaire. Si ce magma est introduit dans une chambre secondaire (schéma ci- dessus) et qu'il poursuit son refroidissement, les premiers minéraux à cristalliser seront les amphiboles, les biotites, le quartz et certains feldspaths plagioclases  ce qui produira une roche ignée intermédiaire, une diorite par exemple (roche ignée "B" sur le schéma).  Si ce magma fait son chemin jusqu'à la surface, on aura des laves andésitiques. Ainsi, à partir d'un magma de composition donnée, on peut obtenir plus d'un type de roche ignée.

44 Composition des roches ignées

45 Classification Si plus de 90% de FeMg

46 Classification des roches magmatiques La classification du double triangle QAPF de Streckeisen est basée sur la proportion des trois minéraux leucocrates essentiels des roches magmatiques : A, les feldspaths alcalins (Na : albite et K : orthose), P, les feldspaths calco-sodiques (plagioclases), Q, le quartz pour les roches sur-saturées en silice ou F, les feldspathoïdes pour les roches sous-saturées en silice. A P Q F Le diagramme de Streckeisen Chaque sommet correspond à 100 % du minéral considéré. Le côté opposé au sommet correspond à 0 % du minéral. 60 % de quartz 20 % de quartz 0 % de quartz 80 % de f. a. 40 % de f. a. 100 % de quartz 100 % de felsdpaths alcalins 0 % de f. a. Les 2 triangles sont jointifs par la ligne A-P (feldspaths alcalins - plagioclases). Quartz (Q) et feldspathoïdes (F) se placent aux 2 sommets opposés : ainsi aucune roche ne peut contenir l'association Q-F. 100 % de plagioclases 80 % de plagio. 40 % de plagio. 0 % de plagio. Pascal NOSS – Lycée Int. des Pontonniers - Strasbourg

47 Composition minéralogique A P Q F Identifier une roche magmatique dont la composition minéralogique modale est connue Classification des roches magmatiques 1 : Texture grenue => plutonique Q : 25 % A : 20 % P : 55 % 25 % 20 % 55 % 2 : Calcul de la proportion des minéraux A - P - Q ou F Cette roche est une granodiorite. un exemple…

48 20% 60%

49 Calcul ° d’acidité Rapport Na 2 0+K 2 0 / SiO 2 % en SI +65% : acide % : intermédiaire 45-52% : basique 45% : ultra basique

50 Calcul du ° d’alcanité Na+K > Al ( si Q) Na+ K > Si/3 = sur- saturée Na+K

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52 Diagramme AFM

53 Les éléments compatibles sont des éléments dont le coefficient de partage K.D est > à 1 et qui ont donc tendance à se concentrer dans les solides par exemple dans les minéraux précoces d'une roche ignée; c'est le cas de Ni, Co, Cr, V, Sc... Ainsi le Ni et le Co se concentrent dans l'olivine, tandis que le Cr se concentre dans les clinopyroxènes. Les liquides résiduels de type granitique seront alors riches en éléments incompatibles tandis que les basaltes des dorsales seront riches en éléments compatibles et pauvres en éléments incompatibles. K.D = Concentration de l'élément considéré dans le minéral considéré M / Concentration de ce même élément dans le magma en équilibre avec M

54 signature en éléments-traces renseigne sur l’origine des magmas. Dans le diagramme du document 8, sont représentés les teneurs en éléments en traces incompatibles dans des diagrammes normalisés au Manteau Primitif (les abondances sont normalisées pour gommer l'effet d'Oddo-Harkins: les éléments pairs étant plus abondants que les éléments impairs dans la nature, les spectres non normalisés sont en "zigzag"). Les concentrations normalisées sont reportées en ordonnée sur une échelle logarithmique compte tenu de l'ampleur des variations observées. Le spectre de MORB-N présente une pente positive, on parle de spectre appauvri en éléments les plus incompatibles. Ils sont forcément issus d'un manteau lui-même appauvri en éléments incompatibles (manteau supérieur source des MORB-N). En général, lors de la fusion partielle, les éléments les plus incompatibles, à gauche du diagramme, sont plus concentrés dans les liquides, il est donc impossible de produire un spectre appauvri par fusion d'un manteau enrichi. Le spectre des basaltes d’arc est enrichi sélectivement en alcalins et alcalino-terreux (Rb, Ba, Sr ainsi que l'élément majeur K) et dans une moindre mesure en terres rares légères (LREE : La, Ce...) par rapport au MORBN. En revanche il présente une anomalie négative en Nb (élément à fort potentiel ionique = HFSE high Field strength element). Pour les autres éléments incompatibles, les concentrations normalisées du basalte d'arc sont comparables voire inférieures à celles du MORB-N. On ne peut pas expliquer ces différences par des variations du taux de fusion partielle d'un même manteau. On peut supposer que le manteau source du magma d'arc est un manteau comparable à celui des MORB-N, mais sélectivement enrichi en alcalins, alcalino-terreux et LREE par rapport aux autres éléments en traces incompatibles. Le mécanisme de production des magmas d’arc à partir du manteau doit donc mettre en jeu une source capable de cet enrichissement en alcalins. L’étude des transformations subies par le panneau plongeant permet de localiser la source de ces magmas et de proposer un mécanisme pour sa fusion partielle.

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56 En résumé : les différentes Origines des magmas 1.activité du manteau -Dorsale -Subduction -Point chaud -Rift -Lac de lave 2. les orogenèses -Chaîne de collision période tardi-orogénique -Chaîne de subduction

57 Magmas Mantelliques à des températures supérieures à ou 1200°c densité Basaltes par fusion partielle + pauvre en Si que les basaltes Quelle roche ? Plus particulièrement quelle péridotite? Exp. de Ringwood: modèle « pyrolite »,roche synthétique susceptible de représenter le matériel mantéllique de départ ( ¾ péridotite appauvrie en éléments incompatibles et ¼ basaltes tholéiitiques)  pyrolite ( pyx+olivine) très proche de la Lherzolite à grenat ; peut donner d’autres type de basaltes. Correspond à un manteau sup déjà évolué et non manteau terrestre primitif Lherzolithe : fusion partielle de 25% : liquide basaltique Tholéiitique(1/4) + Et résidu : Harburgite(3/4) (opx,spinelle,olivine)(partie sommitale du manteau) – en Ca,Na,K,Al,Ti  appauvries en éléments incompatibles

58 Les conditions de fusion Conditions de pression et température (étude de nodules de péridotites ramenés rapidement à la surface dans édifices volcaniques+ données exp.) –Dans conditions proches de la surfaces ( 25-30km) Al péridotite dans plagio –A plus hte pression  spinelle –50-80km  le grenat –Péridotites sèches température de 1100°c, liquidiuis 1800°c  pb conditions non réunis sous continents ou océans, température de fusion commençante non atteinte ms conditions de fonte de lherzolite à grenat pr profondeur de 200km-80km (faible vitesse des ondes P)  modif du géotherme ou courbe du solidius –Gradient géothermique élevé: point chaud –Présence d’eau ( décale solidius) –Décompression, le mat remonte à une vitesse suffisante pr ne pas perdre de la chaleur par transfert avec l’encaissant plus froid (décompression adiabatique) la fusion peut se fr à des profondeurs faibles (20-30km) dans le domaine des péridotites à plagio

59 Évolution Fusion partielle d’un manteau lherzolitique 1 er olivine riches en Mg, plagio riches en CA + éléments compatibles ( Mg, Cr,Ni) MS résiduel appauvri en éléments incompatibles (Zr,P,Ti) Migration ( différence de densité 2.8 contre 3.3) dans des réservoirs permanents ou temporaires  formation du plancher océanique selon le type de dorsale. Différenciation par cristallisation fractionnée -les 1 ers minéraux s’accumulent au plancher des chambres mg -Les liquides + ou – évolués -s ’injectent en filons au toit de la chambres et s’épanchent en coulées basaltiques -ou bien forment en profondeur des roches grenues de + en + différenciées

60 Lherzolites Fusion partielle Magma Tholéiitique I aire Basaltes tholéiitique I aire Cristallisation fractionnée Péridotite résiduelle appauvrie Basaltes tholéiitique différenties cumulats Riches en olivines, plagio Ca et éléments compatibles Liquide + riches en Si et accessoirement en alcalins et concentration éléments incompatibles

61 Magma tholéiitique

62 Structure de la lithosphère océanique Méthode des ondes sismiques: sismique de réflexion et réfraction des ondes sismiques. variations verticales (sauf axe dorsale) eau de mer km 1 : les sed, limite sup plane, pas axe dorsale ap ++ 2: couches sed consolidés+basaltes irréguliers 3: couche océanique ( changemt ds le g° de v) 4: partie sup du manteau séparée de la croute sus jacente par le MOHO. discontinuité tecto nette sauf sous dorsale, manteau anormal densité 3.5 v : 7,1 à 7,6 km.s-1 Manteau sup entre km vitesses ondes P&S diminuent ac profondeur: LVZ= asténosphère

63 Nature de la lithosphère océanique Par enregistrement indirect Couches 1&2 : connues ac certitude car traversées ou atteintes par des forages (2111m Galápagos) ; basaltes : affleurement au niveau des dorsales Couche 3: -Par analyse des échantillons de roches variées draguées au voisinage de fractures océanique ( FT) + coupes par submersible -Observation par submersible de panneaux océanique anormaux : banc de Gorringe -Étude de complexes de roches éruptives actuellement engagées dans les chaînes de montagne: complexe ophiolitiques.

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65 Les FT Hachent les dorsales; dénivelés de 5km. Roches: -Gabbros -Amphibolites ( origine basaltes ou des gabbros métamorphisés cad déformés et transformés à tep de °c en présence d’eau) -Serpentinites (péridotites du manto hydratées par l’eau de mer)

66 Le Banc de Gorringe Lithosphère a basculé de 20° au voisinage de la fracture Açores/Gibraltar  coupe à partir d’observation directe Basaltes en coussins Complexe filonien : filon basaltiques verticaux qui ont alimentés les coulées volcaniques sous-marines (base couche 2) Gabbros sur plusieurs km traversés par filons et de zones déformés subhorizontales le long desquelles ils sont transfo en amphibolites.(couche 3) Serpentinites transfo 2 nd des péridotites du manteau (couche 4)

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68 Les Ophiolites Association de roches: « roches vertes » ressemblent à une peau de serpent Ensemble qui peut dépasser 10km On a un assemblage typique:

69 Les Tectonites péridotitiques Caractéristiques:Caractéristiques: –Péridotites, roches pauvres en SI (- 45%) et riches en Mg ( env 45% MgO) –Roches ultrabasiques –Stable pr des températures supérieurs à 900°c et des pressions supérieurs à 5Kbar –Fréquemment serpentinisées, hydratation à basse température ( °c) –Harzburgites( olivine+ Opx)>lherzolites(oli+opx+cpx) et dunites(olivine) Structure: orientée, anisotrope: orientation préférentielle des minéraux marques de foliation et linéation. En lame mince, mrx I aire déformés disloqués étirés, aplatis dans foliations: porphyroclastes, mrx II nd granulo + fine,- déformés, recristal minéraux I aires Déformées  déformation à chaud dans c° de profondeur où les oli et pyr sont stables et où la déformation interne des cristaux est suivi d’une recristallisation

70 Ensemble Gabbroïque Lités et rubanés dans partie inf Massif isotrope partie sup Péridotites litées et pyroxénolites  gabrros mg ( à olivine), gabbro plus riche en fer ( cpx et opx) Ensemble lité: accum de cristaux jointifs (mrx cumulus) et minéraux interstitiels ( inter cumulus) ayant cristall ultérieurement. Cristall lente de liquide mg, bain de silicatés fondus à hte temp ( °c) Ensemble sup massif: gabbros lentement cristal, plus de litage, structure hétérogène

71 Complexe filonien Recoupés par des filons basaltiques subverticaux de kk mètres d’épaisseur et de +en + nbx en allant vers le haut Mrx de + petite taille periph refroidissement au contacte encaissant Filon basaltiques asoc des filon plus riche en silice surtout fait de feld sodique(albite, plagiogranites)

72 Basaltes en coussins Basaltes tholéiitiques Pauvre en alcalins ( - de 0,5% de K20, environ 2,5% de Na20) et moyennement riche en Si (50%) Débit en coussins Recouverts de roches sed marines

73 Diversité des ophiolites De type HOT: Croute épaisse et continue ac manteau harzbugitique Fusion p importante, péridotite restante composée uniquement d’olivine et opx Croûte océanique important 5-10km complexe filonien bien dvp

74 De type HOT: Lave coussin ac dépôt métallifère hydrothermal Comple filonien 1-2 km dykes basaltique Gabbros isotropes, taille grain irrégulière et amphiboles Unité de gabbros lités d’épaisseur pluri km ( différenciation gravitaire), intrusions successive de mg ds les gabbros encore chauds et déformables ac intrusion de roches ultramafique (volcanisme) Manteau base, homogène harzburgites fortemt déformées à très hte temp c° de temp et pression de l’asté Dunites: MOHO

75 De type LOT Croûte mince Faible dvp voire abs du complexe filonien et péridotites résiduelles (lherzolites faible taux de fusion p du manteau) ex: alpes Gde % de lherzolites –Pas d’unité gabbroique épaisse et continue, pas de gabbros lités, intrusions isolées de ttes tailles ds les péridotites –Pas de complexe filonien, ou kk –Pas de couches basaltique continue ms coulées de laves en coussins,volcans sous marins petites dimensions –Métamorphismes océanique dans conditions de faciès amphibolites et SV (intense circulation de fluides hydrothermaux dans els fracture de la co –Surface d’érosion sous marines ac brèches sed à fragments de serpentines séparant basaltes des péridotites et des gabbros. 1 er fond etait péridotites déjà serpentinisées.

76 Résultat: une lithosphère océanique différenciée Lithosphère océanique se forme essentiellement sous l’axe des dorsales, le long d’une bande de 1à2 km de large Statif horizontales dans complexe ophiolitique, resulte d’une activité mg -Fusion p à faible profondeur (20-30km) d’un manteau péridotitique. -puis cristallisation fractionnée dans une chambre mg du magma tholéiitique produit Pétrographique et chimiquement hétérogène fonctionne comme une entité mécaniquement homogène. nettement plus rigide que l’asthénosphère rigide sous jacente; se déforme sous rupture.

77 Dorsale type Atlantique= lente de 0,5 à 4cm/an, rift de 30km&profondeur de 2km, régime thermique --, épaisseur++  FN ++ Réservoirs temporaires, bouillie de cristaux  émissions de gabbros = intrusions discontinues ac manteau serpentinisé. mis à l’affleurement par FN. Croûte mince, mais lithosp épaisse( faible p°)

78 Dorsale type Pacifique= rapide sup à 5cm/an, vallée axiale mal marquée ou abs, régime thermique ++, épaisseur lithosphère -- Activité mg ++, ondes --  chambres mg ; Poche de 4-5km, à 3km sous plancher. foliation et linéation des tectonites: écoulement latéral lent et déformation ductile asté. T° Cristallisation près des parois de la chambre. cristallisation à un T° d’autan + basse et importante que l’on s’écart e de l’ axe Les liquides sont injectés ds les fissures du toit de la chambre. gabbros massif o toit de la chambre,litage des cumulats plan de strati+forme de celle-ci. Brassage du o diff. De temp, mvt de tranches de liquides de densité et viscosité différentes ainsi que des minéraux déjà cristallisés. remplissage successifs entretient de son fonctionnement o fur et à mesure de l’extension et refroidissement

79 Évolution thermique + on s’éloigne de la dorsale + la dorsale se refroidit et s’enfonce ds l’asthénosphère ( contraction thermique de l’ordre de 2%)

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81 Magmas alcalins Origine: Provient MI/MS ou limite Noyau/MI Réservoirs vers km Fusion à plus faible profondeur sous les continents (100km) et à partir de panaches mantelliques  magma de type basaltique alcalin (OIB) et subit ds les chambres une cristallisation importante  Mg ACIDE alimente le volcanisme ponctuel intraplaque

82 Magma Calco alcalin Profondeur 100km Solide initial ultra basique(péridotites mantellique) ou basique (Co métamorphisée lors de la subduction) Laves présentent un caractère hydraté:présence d’H 2 0 nécessaire à la fusion partielle Subissent des différenciations et évolution importante car acides (ryolites,andésite, dacites) +int

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84 Evolution 1.Croûte océanique subductée + méta type éclogite/amphibolites 2.Déshydratation importante qui libère un fluide aqueux très minéralisé (dpd age+sed) 3.Fluide transféré sous l’arc, modif compo chimique  fusion partielle des péridotites  liquide basiques relativement hydratés (andésitiques ou basaltiques) voire mm liquide acides) 4.Remonte dans la croûte et importantes modifs: –Interactions ac l’encaissant mantélique et crustal –Différenciation par cristallisation fractionnée –Mélanges de magmas ( de la mm sources ou anatexie de la croute) applicable: -Subduction plaque agée et épaisse ( pas trop froide pr subir une fusion partielle) -Subduction plaque jeune qui subit une fusion partielle suffisament chaude ( large chili) Nb: adakites (roches int ou acides)  TTG croute océanique subductée non deshydratée.

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86 Les différentes séries 1. La série tholéiitique est typique des zones de divergence (dorsales) mais aussi zones intra plaques océaniques (points chauds) ou continentales (trapps),zones de subduction (coté fosse),dans les bassins arrière-arc (zone de subduction, coté externe). 2. La série calco-alcaline est caractéristique des zones de subduction. On peut ajouter qu'elle constitue un excellent marqueur des zones de subduction anciennes (île de Groix par exemple). 3. La série transitionnelle se rencontre dans les zones intraplaques continentales et dans les cordillères des marges actives. 4. La série alcaline est typique des zones intraplaques continentales, mais on la rencontre également dans les océans (cas particulier de certains points chauds Açores... ) et dans les cordillères des marges actives (Andes). 5. La série shoshonitique enfin se rencontre dans les cordillères des marges actives, parfois dans les arcs insulaires.

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88 Série tholéïitique Province d’Islande Fort ° de fusion partielle : 25-30% Les Si 45  +70% sursat Les plus pauvres en alcalins :subalcalins Les roches de la série: Basiques: (gabbro) basaltes tholéiitique (48%) (olv  pyr(augite+non calcique);48-52%; Na 2 O+K 2 O<4%,magnétite, plagio an 90-75%) Intermédiaires : Andésites / Diorite Acides : Trachytes/Syénite voire Rhyolite/Granite sub-alcalins

89 Où? + trappes et rift passifs intracontinentaux

90 La série Calco-alcaline ou andésites fusion partielle : 20-30% Na 2 O+K 2 O/SiO 2 + important Na 2 O<

91 Où? Interaction avec le manteau- lithosphère libération d’eau+ apport de sédiment L.J: subduction forcée mais fusion directe,libé de mg silicatés qui peuvent interagirent avec le manteau, anomalie - // L.V : subduction spontanée: fusion à forte profondeur, riches en éléments incompatibles

92 Série alcaline fusion partielle : 5-10% Na 2 O+K 2 O/SiO 2 très important Sous saturation en Si Olivine,feldspathoïdes,cpx Les roches de la série: Intermédiaires alcaline : basaltes alcalins(sans feldspathoïdes) basanite( à feldspathoïdes) hawaïtes, mugéarites, benmoréites trachyte andésite,rhyolite. Fortement alcaline : néphélinites (feldspathoïdes+++) phonolite,téphrites.

93 Où? +dom continental stable


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