La minéralogie

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

Qu’est qu’1 minéral? Corps inorganique, composition fixe et propre : réseau cristallin correspond à un arrangement interne donnée. 1er 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 Cl2) composition chimique 2ème 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]

Qu’est qu’1 minéral? Substitution entre les éléments (rayon ionique proche) Fe2+ Fe3+ - Mg2+ Na+ / Ca2+ Si4+ /Al3+ Perturbation du réseau en raison du nombre de charges

Système Cubique ou l’or des fous ex : pyrite FeS2 Prisme droit à base carrée (quadratique) ex : Zircon ZrSiO4 Hexagonal ex: Quartz SiO2 Rhomboédrique ex:Néphéline(Na-K)SiO4 Orthorhombique ex:L’olivine (Fe-Mg)2SiO4 Monoclinique: prisme oblique à base rectangle ex: l’orthose KAlSi3O8 Triclinique prisme oblique à base //gramme ex: l’albite NaALSi3 O8

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

Minéraux essentiels des roches

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

Les pyroxènes (Mg,Fe)2Si2O6 Opx : orthorhombique (enstatite MgSiO3) Cpx : Monoclinique Pyroxène sodique: jadéite meta HP;BT

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). Avec l’analyseur, ils prennent des teintes vives, orangé, rouge, magenta ou bleu du début de l’échelle de polarisation.    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. Avec l’analyseur, les teintes de polarisation s’échelonnent autour du jaune orangé du début de l’échelle des teintes de polarisation.

Amphiboles Groupement –OH Si4O11 minéraux hydratés Hornblende Glaucophane Meta HP-BT Actinote ferromg Altération en chlorite, epidote ,calcite et talc

Micas

Les roches Roches plutoniques: Refroidissement en profondeur (plusieurs km) Lent ( 10-100 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

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

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

F/ de la Granodiorites Roche grenue : Granodiorites (+ pauvre en Si et K20, + Ca0) Q Plagioclases Biotite pyr et amphiboles Hornblende Orthose exceptionnelle Roche microlitique: Dacites Andésine Biotite Pyroxène Chaine de sub

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

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 Arc insulaires et zone de sub

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

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

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 Suc du velay Téphrite,basanites

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

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

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

Le Magmatisme Les mrx qui cristallisent les 1ers : minéraux basique (Ferromg) et dc qui fondent en dernier Les mrx qui cristallisent les derniers : quartz Tous les mg ont du Si02

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)

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

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 :

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

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

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"

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 ...

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.

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 ; 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. 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)

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".

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.

Autres diagrammes:

Cristallisation 3 modes: 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

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%)

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…)

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

Série de Bowen - une lignée discontinue: olivine - pyroxène - amphibole - mica - une lignée continue: plagioclase Ca-plagioclase Na-feldspath alcalin-quartz 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).

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.

Composition des roches ignées

Classification Si plus de 90% de FeMg

Classification des roches magmatiques Pascal NOSS – Lycée Int. des Pontonniers - Strasbourg Classification des roches magmatiques Le diagramme de Streckeisen A P Q F 100 % de quartz 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. 0 % de f. a. 0 % de plagio. 40 % de f. a. 60 % de quartz 40 % de plagio. 80 % de f. a. 20 % de quartz 80 % de plagio. 100 % de felsdpaths alcalins 0 % de quartz 100 % de plagioclases 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. Chaque sommet correspond à 100 % du minéral considéré. Le côté opposé au sommet correspond à 0 % du minéral.

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

60% 20%

Calcul ° d’acidité Rapport Na20+K20 / SiO2 % en SI +65% : acide +52-65% : intermédiaire 45-52% : basique 45% : ultra basique

Calcul du ° d’alcanité Na+K > Al ( si Q) Na+ K > Si/3 = sur- saturée Na+K<Si/3 = sous saturée les diagrammes de Harker: Le domaine sub-alcalin =la série Tholéiitique, la série calco alcaline , la série transitionnelle Le domaine alcalin = la série alcaline et la série shoshonitique.

Diagramme AFM

K.D = Concentration de l'élément considéré dans le minéral considéré M / Concentration de ce même élément dans le magma en équilibre avec M 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.

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.

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

Magmas Mantelliques à des températures supérieures à 11000 ou 1200°c densité 3.1-3.2 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

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

Évolution Fusion partielle d’un manteau lherzolitique 1er 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 1ers 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

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

Magma tholéiitique

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 4000-5000km 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 100-250km vitesses ondes P&S diminuent ac profondeur: LVZ= asténosphère

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.

Les FT Hachent les dorsales; dénivelés de 5km. Roches: Gabbros Amphibolites ( origine basaltes ou des gabbros métamorphisés cad déformés et transformés à tep de 500-600°c en présence d’eau) Serpentinites (péridotites du manto hydratées par l’eau de mer)

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 2nd des péridotites du manteau (couche 4)

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

Les Tectonites péridotitiques 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 ( 150-400°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 Iaire déformés disloqués étirés, aplatis dans foliations: porphyroclastes, mrx IInd granulo + fine,- déformés, recristal minéraux Iaires 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

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 (1200-1500°c) Ensemble sup massif: gabbros lentement cristal, plus de litage, structure hétérogène

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)

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

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

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

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. 1er fond etait péridotites déjà serpentinisées.

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.

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°)

Dorsale type Pacifique= rapide sup à 5cm/an, vallée axiale mal marquée ou abs, régime thermique ++, épaisseur lithosphère -- 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. 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 T° 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. 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

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%)

Magmas alcalins Origine: Provient MI/MS ou limite Noyau/MI Réservoirs vers 80-100km 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

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’H20 nécessaire à la fusion partielle Subissent des différenciations et évolution importante car acides (ryolites,andésite, dacites) +int

Evolution Croûte océanique subductée + méta type éclogite/amphibolites Déshydratation importante qui libère un fluide aqueux très minéralisé (dpd age+sed) Fluide transféré sous l’arc, modif compo chimique  fusion partielle des péridotites  liquide basiques relativement hydratés (andésitiques ou basaltiques) voire mm liquide acides) 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.

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.

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%; Na2O+K2O<4%,magnétite, plagio an 90-75%) Intermédiaires : Andésites / Diorite Acides : Trachytes/Syénite voire Rhyolite/Granite sub-alcalins

Où? + trappes et rift passifs intracontinentaux

La série Calco-alcaline ou andésites fusion partielle : 20-30% Na2O+K2O/SiO2 + important Na2O<<K2O Sous en Si ms – important que série tholéiitique Alumine++ Les roches de la série: Basaltes Intermédiaires : Andésites/Diorite (52-62%;Macro: roche porphyriques,phénocristaux de plagio(+20%) pyrx,amphibole, mica noir ; au Micro : microlithique, plagio zonés, olivine abs svt ou transfo en pyr, pyr: augite et hypersthène, biotite et hornblende: mrx hydroxylés  forte pression H20 ms temp - élevée)/ Acides : Trachytes/Syénite voire Rhyolite/Granite sub-alcalins

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 Où?

Série alcaline fusion partielle : 5-10% Na2O+K2O/SiO2 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.

Où? +dom continental stable