La fusion du manteau FR Boutin Devils Tower - Wyoming, USA

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1 La fusion du manteau FR Boutin Devils Tower - Wyoming, USA
Les documents utilisés pour cette présentation proviennent des nombreux sites de géologie qui publient sur Internet, en particulier C. Nicollet, C. Annen, D. Dungan, JP. Winter, T. Grand, le Laboratoire des Sciences de la Terre de Lyon, le CNRS, les cours de Pétrology de l’Université de Laval (Quebec) et de Washington (USA), Futura Sciences et WIKIPEDIA.

2 A partir des eutectiques, on met en évidence deux mécanismes
produisant des magmas très différents : - les magmas anhydres, fondant à haute température : 1200°C, et produisant essentiellement du basalte. C’est la fusion du manteau qui est à l’origine de ce magmatisme. C’est le programme de cette matinée. - et les magmas hydratés, formés à basse température : 850°C, qui produisent du granite et du basalte. Ce sont les subductions qui sont à l’origine de ce magmatisme. On le verra lors d’une autre présentation. Eutectiques : mélanges de roches qui forment un liquide à des températures très inférieures à la température de fusion des constituants (1900°C pour la silice). Ceci a été abordé lors d’un autre exposé.

3 1 - Du magma liquide, soumis en profondeur à de fortes pressions,
Le volcanisme, c’est pas sorcier… 3 - et projette de manière explosive de la lave et des cendres… 2 - remonte par une cheminée … La cheminée Le réservoir de magma liquide 1 - Du magma liquide, soumis en profondeur à de fortes pressions,

4 Seule une différence de
C’est pas sorcier … mais c’est faux ! 3 - C’est sont des bulles de gaz qui expliquent l’écoulement des laves, les nuées et les cendres. La forme  du volcan en résulte. 1 - La pression à laquelle est soumise le magma est le résultat de la gravité et cela ne fait pas monter le magma dans la cheminée. Seule une différence de densité peut faire remonter le magma. 4 - C’est la rencontre du magma avec les nappes phréatiques qui provoque les explosions volcaniques si violentes. La lithosphère 2 - Le magma n’est liquide que très près de la surface et ne peut que difficilement traverser la lithosphère.

5 Voici le plan que nous allons suivre
pour expliquer la fusion du manteau et le volcanisme des rifts : 1 - composition de l’asthénosphère 2 - formation du liquide magmatique et composition des basaltes 3 - remontée du magma 4 - le volcanisme basaltique 5 - le volcanisme des rifts Le volcanisme des dorsales et des points chauds est une autre forme de volcanisme basaltique. Il fera l’objet d’un autre exposé.

6 eutectiques ne sont pas fondus
Rappel sur la constitution de la terre MOHO : 300 à 600°C et ~1 GPa Température : 1200°C et pression de 2 GPa Début de fusion des eutectiques 2000°C et 25 GPa : Fin de la fusion 3500°C et 140 GPa 5000°C La croute : zone rigide La lithosphère correspond à la plaque tectonique Zone du Manteau rigide L’asthénosphère : zone où les eutectiques fondus forment du magma Zone rigide car les eutectiques ne sont pas fondus Zone fondue? Zone liquide riche en Fe, Si, Ni 6370 Km : rayon de la terre

7 1- Que connaît-on de la composition de l’asthénosphère?
On connaît l’asthénosphère à partir : de remontées du manteau au niveau d’anciennes dorsales, par des xénolithes, par des essais de compression à haute pression et haute température, et par le métamorphisme.

8 Les ophiolites d’Oman :
un morceau du manteau supérieur ramené à la surface de la terre

9 Le manteau observé en Oman : en brun : de l’olivine serpentinisée
en vert bronze : un orthopyroxène

10 provenant de l’asthénosphère. Origine : île de la Réunion
Exemple de xénolithe : bombe volcanique contenant de la Basanite (noire) et de la Dunite (90% d’Olivine) provenant de l’asthénosphère. Origine : île de la Réunion

11 Échantillon de péridotite provenant de l’asthénosphère
en enclave dans un basalte du Massif Central

12 Les essais de compression à haute pression et haute température
L’échantillon Presse de 800 tonnes Détails du four de fusion Exemple de dispositif expérimental utilisé pour étudier les équilibres entre phases à haute pression et haute température (jusqu’à 3000°C).

13 2 GPa 1200°C Le métamorphisme avec fusion partielle
Lherzolite, Hartzburgite, Dunite, perovskite Le métamorphisme avec fusion partielle dans l’asthénosphère Minéraux de plus en plus dense 2 GPa Grenat, pyroxène et amphiboles 1200°C Le faciès éclogite : Omphacite, Grenat, Pyroxène, Phengite, Talc, Amphibole… au-delà de 2 GPa et 1200°C : Lherzolite, Hartzburgite, Dunite… au-delà de 25 GPa et 2000°C : Wadsleyite, Ringwoodite et Perovskite.

14 Pression et température
L’asthénosphère a subit le métamorphisme des plaques subduites et le manteau inférieur, un métamorphisme général. Grenat Lherzolithe Hartzburgite Dunite Perovskite Post-perovskite Les subductions successives font que l’asthénosphère a subit un métamorphisme avec fusion partielle. Pression et température font que le manteau inférieur a subit un métamorphisme général. Le métamorphisme général, c’est, sous l’effet de la pression et de la température, la formation de matériaux plus denses moins compressibles et moins fusibles.

15 C’est un mélange de plusieurs minéraux :
Le manteau supérieur C’est un mélange de plusieurs minéraux : - olivine : solition solide de forstérite Mg2SiO4 et de fayalite Fe2SiO4 - orthopyroxène (les gros ions Fe, Mg) : par exemple l’enstatite Mg2Si2O6, - clinopyroxène (les petits ions Ca) : par exemple le diopside CaMgSi2O6 - et les grenats : Mg3Al2Si3O12… On parle de : lherzolite si la roche est riche en diopside hartzburgite, si elle ne contient plus de diopside dunite si elle est à 90% de l’olivine. Pour représenter cela, on utilise la représentation générale des silicates et le tétraèdre du basalte. Solutions : mélanges dans lesquels on ne peut pas distinguer les constituants dissous. Solutions solides : mélanges solides de minéraux de composition différente mais de structure voisine pouvant former dans un interval de température une solution. Démixtion : séparation des constituants d’un mélange (en général dans un liquide) Précipitation : séparation des constituants d’un mélange (en général dans un solide)

16 Une représentation des silicates avec
le tétraèdre Si02 – Ca0 – Al2O3 – MgO Chaux CaO Feldspath plagioclases : Anorthite CaAl2Si2O8 Albite NaAlSi3O8 Les ciments Diopside CaMgSi2O8 Les silicates d ’aluminium (silimanite, andalousite, disthène) Al2SiO5 Nepheline (Na,K) Al SiO4 Aluminate de calcium CaAl2O3 Alumine Al2O3 Quartz SiO2 Enstatite Mg2Si2O6 Olivine/Fosterite (Mg,Fe)2Si2O6 Spinelle MgAl2O4 Magnésie MgO Grenat Mg3Al2Si3O12 Centre de géologie de l’Oisans

17 Le « tétraèdre du basalte » et le manteau
Diopside CaMgSi2O6 Plagioclases : Anorthite CaAl2Si2O8 Albite NaAlSi3O8 Lherzolite : Olivine + Enstatite + Diopside + Grenat Grenat Mg3Al2Si3O12 Néphéline (Na,K)AlSiO4 Quartz SiO2 Harzburgite Olivine + Enstatite + + Grenat Enstatite Mg2Si2O6 Dunite Mg2SiO fosterite (Mg,Fe)2SiO4 olivine Fe2SiO fayalite Lherzolite, Hartzburgite, Dunite un mélange de : - olivine : la forstérite Mg2SiO4,  - ortho pyroxène : l’enstatite Mg2Si2O6, - clinopyroxène : le diopside CaMgSi2O6 - et grenat : Mg3Al2Si3O12.

18 et composition des basaltes
1 - composition de l’asthénosphère 2 - formation du liquide magmatique et composition des basaltes 3 - la remontée du magma 4 - le volcanisme basaltique 5 - le volcanisme des rifts

19 à partir de 1200°C dans l’asthénosphère,
La formation du “liquide” magmatique à partir de 1200°C dans l’asthénosphère, un film de liquide eutectique se forme entre les grains de la roche. . C’est ce que nous allons examiner.

20 Les vallées eutectiques dans l’eutectique ternaire
à l’origine des basaltes Diopside - Anorthite - Fosterite Anorthite La composition du liquide eutectique M fondant à 1270 °C est à parts égales : diopside + anorthite + ~ 10% de fostérite C’est la température la plus basse du diagramme. . Fosterite (Olivine) Diopside

21 Le point de fusion de l’eutectique quaternaire
et la formation du basalte C. Nicollet Dans ce diagramme, l’olivine n’est pas représentée. Lorsque le manteau est porté à la température de 1270°C, il commence à fondre selon la réaction Ol+En+Di+Gt Liquide En réalité, plusieurs eutectiques peuvent produire un liquide dont la composition est celle d’un basalte ou d’un gabbro Avec la production de basalte, la composition du manteau fertile évolue sur une ligne reliant E à Mf , au delà de Mf  jusqu'à la disparition du grenat (manteau résiduel sur la ligne En-Di). Si la fusion se poursuit, la composition du manteau résiduel se rapproche du pôle Enstatite, par disparition du diopside. Le manteau résiduel  devient une harzburgite avec formation de basaltes alcalins sous-saturés (voir page39). Si la fusion se poursuit jusqu'à disparition de l‘enstatite, le manteau résiduel devient une dunite. Harzburgite Dunite T : 1270°C fusion du Basalte¹

22 Les liquides magmatiques que l’on peut observer
et l’évolution de la Lherzolite en Harzburgite et Dunite Diopside CaMgSi2O6 Plagioclase : Anorthite CaAl2Si2O8 Eutectique binaire : Diopside-Anorthite Eutectique binaire : Enstatite-Diopside Eutectique ternaire : Enstatite-Diopside-Grenat Lherzolite : Olivine + Enstatite+ Diopside + Grenat Eutectique ternaire Diopside-Anorthite-Forsterite Nepheline (Na,K)AlSiO4 Quartz SiO2 Harzburgite Grenat Mg3Al2Si3O12 Enstatite Mg2Si2O6 Dunite Mg2SiO fosterite (Mg,Fe)2SiO4 olivine Fe2SiO fayalite Une famille d’eutectiques produit un magma dont la composition est celle d’un basalte ou d’un gabbro

23 La composition des basaltes
1 - Les éléments principaux : Si, Al, Fe, Mg, Ca La composition chimique type d’un basalte est : un peu moins de 50% de SiO2 + 10% Al2O3 + 12% FeO + 12% MgO + 12% CaO + des oxydes de Mn, Ti. On peut le considérer comme le mélange des constituants suivants : anorthite : un plagioclase CaAl2Si2O8 + enstatite : un orthopyroxène Mg2Si2O6 + diopside : un clinopyroxène CaMgSi2O6 + olivine : une solution solide fostérite - fayalite (Mg,Fe)2SiO4 La microscopie optique en lumière polarisée permet de distinguer ces différents constituants. La proportion et la dimension des cristaux correspondants à ces constituents dépendent, comme on le verra, de l’origine du basalte en particulier de la profondeur de formation et dépendent aussi de la vitesse de refroidissement au moment de la solidification.

24 Lame mince de basalte au coeur de la coulée
Lame mince de basalte en surface de la coulée                                                              2 Ce basalte tholéiitique présente des phénocristaux colorés d’olivine (1) et de pyroxène (2) car la composition du magma n’est pas exactement celle de l’eutectique ternaire. La pâte microlithique de l’eutectique est constitué : - de baguettes claires de plagioclases (anorthite) (3) généralement alignées dans le sens de l'écoulement de la lave, - de pyroxènes trapus (2), - de minéraux opaques de type magnétite (oxyde de fer), - parfois de verre (4) et de porosités (5). On notera la différence entre la surface et le coeur de la coulée.

25 La composition des basaltes est plus complexe :
1 - La teneur en éléments principaux : Si, Al, Fe, Mg, Ca mélange : anorthite + enstatite + diopside + olivine 2 - La teneur en éléments incompatibles* : Elle dépend du taux de fusion et indique s’il y a eu des solidifications fractionnées (chambres magmatiques intermédiaires). Les gros ions : Na, K, Rb, Sr, Ba, U, Th… ne sont pas compatibles et ils se concentrent dans le liquide magmatique. Si le taux de fusion est faible et la pression élevée, la teneur du basalte en Na, K est très élevée : c’est un basalte alcalin. 3 - La teneur en éléments compatibles* : Ni, Co sont compatibles avec l’olivine, Nb, Ta avec le basalte, Cr avec le diopside. La teneur du basalte en éléments compatibles indique si des solidifications fractionnées se sont produites (enrichissement en Ni, Co, Nb, Ta ou Cr). 4 – La teneur en Rb, Sr, Nd… Les rapports isotopiques de Rb, Sr, Nd… permettent de déterminer l’age de cristallisation des composants du basalte. * Au moment de la solidification, dans la relation Cs = k*Cl : k<1 correspond aux éléments incompatibles qui restent dans le liquide et k>1 aux éléments compatibles qui entrent dans le solide.

26 Composition des basaltes, origine et classification
La composition des basaltes dépend fortement de l’origine du magma : - de la profondeur à laquelle se forme le magma : entre 20 et 100 Km, - du taux de fusion du manteau : entre 5 et 20% de liquide extrait, - de la présence d’eau - de la solidification fractionnée dans la ou les chambres magmatiques - et de la contamination par d’autres magmas ou par l’encaissant. Aussi une classification des basaltes basée sur la composition est elle difficile. On utilise : - une classification à partir du tétraedre du basalte qui permet de comprendre l’influence de la pression et du taux de fusion - la classification de Mason très facile à comprendre et - une classification à partir des teneurs en SiO2 et Na2O+K2O ou diagramme de Cox, que l’on utilisera pour expliquer la différentiation magmatique et que je vous présenterai avec le volcanisme des rifts.

27 aux basaltes sur-saturés
Classification à partir du tétraèdre du basalte (Yodler et Tilley) : basaltes sous-saturés, tholéites et basaltes sur-saturés Diopside CaMgSi2O6 Volume correspondant aux BASALTES ALCALINS ou sous-saturés : LES BASANITES Volume correspondant aux basaltes sur-saturés ou THOLEIITES A QUARTZ BASALTE A HYPERSTENE (ou à Enstatite) (Na,K)AlSiO4 SiO2 Mg2Si2O6 BASALTE A OLIVINE Volume correspondant aux THOLEIITES ET THOLEIITES A OLIVINE

28 Ce triangle est la base du tétraèdre du basalte
Classification à partir d’une projection sur la base du tétraèdre du basalte Ce triangle est la base du tétraèdre du basalte (le diopside n’est pas représenté et l’anorthite n’est pas dans le plan). La composition du magma dépend de la pression et du taux de fusion du manteau. Le basalte formé à grande profondeur (haute pression) est pauvre en silice : c’est un basalte alcalin. Lorsque le taux de fusion augmente, le basalte devient un basalte tholeiitique. Olivine (Mg,Fe)2SiO4 Picrite Basalte tholéiitique Basalte alcalin à olivine Basanite ou basalte alcalin ou basalte sous saturé Enstatite Mg2Si2O6 Basaltes à hyperstène (ou à Enstatite) Profondeur 10 Kb = 1GPa : 37 Km 30 Kb = 3GPa : 110 Km Tholéiite à quartz Quartz SiO2 Nepheline (Na,K)AlSiO4 Anorthite CaAl2Si2O8

29 Les magmas basaltiques dans la classification de Mason
Komatiite Dolerite Anorthite Orthose Riche en Na Riche en Ca Les magmas : Peridotite Basalte à olivine Basalte tholéitique Basalte alcalin Basalte andésitique (milieu hydraté) Diopside Albite %SiO2 Les magmas basaltiques dans la classification de Mason Basalte des rifts : basalte alcalin Basalte des dorsales (MORB) : basalte tholéiiique plus ou moins riche en olivine Basalte des points chauds (OIB) : basalte tholéiitique au début, basalte alcalin ensuite Basalte des subductions : basalte andésitique

30 1 - composition et fusion de l’asthénosphère
2 - formation du liquide magmatique et la composition des basaltes 3 - La remontée du magma 4 - le volcanisme basaltique 5 - le volcanisme des rifts

31 ? La formation d’une poche de “liquide” magmatique
à 1200°C et plus dans l’asthénosphère, il y a formation d’un film de liquide eutectique. Mais la différence de densité entre le magma et l’asthénosphère n’est pas suffisante pour séparer le film de magma liquide du solide. Pour que le liquide eutectique se sépare de la partie encore solide il faut des contraintes dépressives ou un cisaillement. Comme partout les contraintes sont très compressives... dans l’asthénosphère le liquide reste entre les grains. Alors comment se forment les poches de liquide magmatique? ?

32 1ère hypothèse d = 3.3 d = 2.8 La montée d’un diapir,
La combinaison d’une différence de densité et d’un effet de mouillage, pourrait expliquer la formation et la montée de poches de magma.

33 2ème hypothèse : des plissements dans l’asthénosphère
La combinaison d’un effet de différence de densité et des cisaillements dans les plis seraient à l’origine des poches de magma

34 3ème hypothèse : la fusion de zones proches du noyau expliquerait la montée de panaches de liquide…
traversant le manteau inférieur (rigide) Fusion de la Postperovskite? Perovskite

35 4ème hypothèse : Le upwelling Il est peut être lié aux panaches
Point chaud Croûte océanique - Un mouvement général dans l’asthénosphère profond (donc déplacement visqueux) amène près de la surface de la terre des matériaux très chauds. - Il y a une modification très importante des isothermes. - La décompression près de la surface alors que la température des matériaux est supérieure à 1200°C entraîne la fusion des eutectiques basaltiques et la formation d’un magma du type tholéiitique car provenant d’une asthénosphère de grande profondeur. - Ce mécanisme explique bien le magmatisme des dorsales et des points chauds Upwelling 49

36 Dans tous les cas, le moteur de la remontée des poches
de magma est une différence de densité Densité de différents magmas La densité de différents magmas est indiquée ci-dessous. Le magma basaltique a une densité de : 2,6 à 2,8 peu différente de la densité des roches encaissantes (d = 2,7 à 3,3). C’est cependant le moteur de la remontée du magma vers la surface de la Terre. La densité du magma baisse lorsque la température augmente (le basalte est plus léger à 1200°C qu’à 900°C) et la densité baisse fortement lorsque la pression diminue. Lors de la remontée du magma, l’effet de la diminution de pression l’emporte et la densité du magma diminue lors de la remontée : la remontée a donc tendance à s’accélérer. 10 Km

37 Influence de la pression sur la fusion des basaltes
Enfin la remonté du magma basaltique favorise le maintien en fusion du magma Comme le liquide est plus léger que le solide, le magma va monter vers la surface de la terre. C’est une montée lente : en millions d’années. Lors de cette remontée, le magma basaltique subit : - une décompression et - un refroidissement - mais sans réaction chimique. La décompression favorise les mécanismes qui correspondent à une augmentation de volume donc la fusion. La limite magma liquide - magma solide évolue ainsi vers des températures plus basses et le magma basaltique peut atteindre la surface pour former un volcan même en cas de refroidissement. Influence de la pression (ou de la profondeur) sur la fusion des basaltes Température °C basalte solide basalte liquide Profondeur en km 20 40

38 Voilà, voilà, c’est maintenant!
1 - composition et fusion de l’asthénosphère 2 - formation du liquide magmatique et la composition des basaltes 3 - la remontée du magma 4 - le volcanisme basaltique 5 - le volcanisme des rifts et la pause...??? Voilà, voilà, c’est maintenant!

39 On ne devrait donc pas observer de volcanisme basaltique.
Les poches de magma liquide qui se forment ne peuvent pas franchir les zones rigides de la lithosphère. Il se forme une couche à la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère ( underplating ) qui reste liquide ou se solidifie vers 150 Km, donc à pression très élevée. Un début de solidification de l’ « underplating » serait à l’origine des diamants de la Kimberlite (dans les cratons) et des Lamproïtes (dans les roches plus récentes). Les diamants se solidifient vers 150 Km de profondeur. On ne devrait donc pas observer de volcanisme basaltique.

40 Ce sont les mouvements de convection dans le manteau qui sont à l’origine du volcanisme basaltique.
Cela circule mais il y a de nombreuses questions sans réponse : Quel est le moteur? La subduction? Une seule circulation dans l’asthénosphère ou une double circulation : asthénosphère et manteau inférieur…? Mais le manteau inférieur n’est pas ductile...! tension compression Les mouvements de convection dans l’asthènosphère ont des conséquences sur la lithosphère : a - ils créent des tensions dans la lithosphère et b - ils provoquent une subsidence de la croûte et

41 Formation de poches liquides
Tensions et ouverture des rifts et des dorsales La succession des phénomènes : Rupture de la plaque en tension et remontée de l’asthénosphère Amincissement de la lithosphère par formation d’un rift Subsidence de la croûte Volcanisme de rift Ouverture de la dorsale Volcanisme des dorsales de la zone Formation de poches liquides près de la surface La montée de l’asthénosphère (chaude) et l’amincissement de la lithosphère entraînent une subsidence : enfoncement de la croûte au niveau des rifts de l’ordre du Km.

42 5 - le volcanisme pré-rift
A cause de la dynamique du manteau, plusieurs événements se produisent. Les zones rigides se fissurent : c’est souvent un volcanisme pré-rift, des bloc basculés se forment : c’est le volcanisme des rifts, les zones rigides amincies se rompent périodiquement : c’est le volcanisme des dorsales et les zones rigides fondent localement : c’est le volcanisme des points chauds. Aujourd’hui nous allons examiner : 5 - le volcanisme pré-rift

43 Le volcanisme des rifts
- La remontée du magma liquide se fait par les failles en distension et le magma forme des necks et des dikes. Il se forme aussi des poches entre les couches sédimentaires : des sills, des lacoolites et des chambres magmatiques. - Des blocs solides arrachés au manteau ou à la croûte, des xénolithes remontent avec le magma. - Les contacts roches chaudes et eau créent des gaz (vapeur d’eau), des hydrates (serpentine) et des solutions riches en quartz ou calcite qui vont remplir les failles. - Les gaz sont à l’origine des projections, des cendres, des lapilis : des téphras qui après induration forment les tufs volcaniques. - Des coulées de lave alternent avec les couches pyroclastiques et les volcans sont souvent égueulés par les coulées latérales. - Parfois le magma rencontre une nappe phréatique entraînant une explosion : formation de maars qui se remplissent d’eau : gour de Tazenat. - En fin de vie, la chambre magmatique vidée peut, par effondrement, former une caldera. - C’est l’érosion qui révèle quelques millions d ’années plus tard les anciens necks, dikes, sills, coulées et tufs volcaniques.

44 Le volcanisme des rifts
neck Croûte underplating lacoolite sill Lithosphère underplating Asthénosphère

45 Un neck formé de brèches basanitiques
sur lequel on a construit l'église St Michel d'Aiguilhe au Puy en Velay

46 Le pic Inharan, piton volcanique de 1732 m de haut,
domine la ville de Tamanrasset dans le Hoggar. C'est la partie dégagée par l'érosion d'une cheminée de laves (trachytes).

47 Crête de Coq, Chaudefour, Puy-de-Dôme
Restes d’un Dike formé de trachyandésite

48 Salisbury Crags, Edimburg, Ecosse
Un sill mis à nu par l’érosion glaciaire. Dolérite (basalte) infiltrée entre des strates sédimentaires il y a 350 millions d’années.

49 Coulée basaltique de Chilhac, Allier
Les “orgues”, cette fissuration en colonnes de section plus ou moins hexagonale, se produit après la solidification d’une coulée épaisse et sans gaz. C’est le résultat du rétreint des couches au cours du refroidissement. Ici, une même coulée a donné lieu à trois zones distinctes correspondant à des conditions de refroidissement différentes Les orgues sont observées avec de nombreuses roches volcaniques : la phonolite par exemple. Coulée basaltique de Chilhac, Allier Coulée de Basalte et de Dolérite mise à nu par l’érosion fluviale. Trois coulées se sont produites entre 2,7 et 0,9 millions d’années. On a trouvé des fossiles sous ces coulées, en particulier des fossiles d’éléphant et de cerf.

50 The Giant's Causeway - Northern Ireland, UK

51 Remarques - Les carbonatites - La partie visible des volcans…
Parfois on observe des carbonatites, un magma composé de calcite, de dolomie et de carbonate de fer, liquide à 550°C. Les carbonatites ne sont pas compatibles avec le magma basaltique (démixion) et se séparent (flottent sans doute à la surface du magma) dans la chambre magmatique. Les carbonatites apparaîssent à la fin d’une éruption (Exemple : le Kaiserstuhl, fossé Rhenan). Les carbonatites sont un peu un mystère car on devrait en observer souvent compte tenu de la quantité de calcaire. Mais le carbonate de calcium se décompose avant de fondre et donne du CO2. Les carbonates de Li, Na, K fondent à basse température (entre 400°C et 800°C). Ils forment avec SiO2 des magmas qui peuvent dissoudre le carbonate de calcium. C’est probablement de cette manière que se forment les carbonatites. - La partie visible des volcans… Le volcanisme que l’on voit : les restes de cônes volcaniques, les laves, les roches qui forment les necks, les dikes… sont représentatifs de ce qui s’est passé en fin de vie. Ce que le volcan a produit au tout début est rarement accessible. Il se trouve à 5 ou 10 Km de la surface. Des datations récentes effectuées sur les roches du Massif Central confirment cette remarque : le volcanisme le plus récent correspond à un magma « évolué » par rapport au magma primitif.

52 Evolution des magmas de la Chaine des Puys

53 Evolution du magma des rifts
- Le basalte des rifts correspond à un basalte formé vers 100 Km de profondeur généralement avec un taux de fusion du manteau faible. Le magma est donc riche en K, Na, Ca, Sr : c’est une basanite ou basalte alcalin (Exemple : basaltes dans le Massif Central). - Une solidification fractionnée (fin de vie du volcan) conduit à la formation de péridotites qui restent au fond de la chambre magmatique et de trachytes et phonolites que l’on observe en surface. Exemples : la phonolite de Devil’s Tower, Wyoming ou les trachytes observées dans le Massif Central et au Hoggar. évolution des magmas basaltiques dans le diagramme de Cox

54 Enfin ce sont les gaz qui déterminent les éruptions,
la nature des roches et la forme des volcans! L’expulsion du magma hors du volcan est du aux gaz. Les gaz c’est la vapeur d’eau, le CO2… Ils sont dissous dans le magma et apparaissent lors d ’une décompression et lors de la solidification sous forme de bulles qui créent une mousse avec une très forte expansion. Les bouchons, ce sont les failles de la lithosphère, des blocks qui peuvent obstruer le conduit et les pré solidifications dues au refroidissement lors du dégazage. Avec le débouchage, la mousse est éjectée hors de la chambre magmatique : la lave est poreuse produisant des volcans caractérisés par des cones de ponces, cheires et cendres. Un débouchage lent permet un dégazage important dans la chambre magmatique et la coulée de laves « calmes », lisses ou cordées, sans explosion (coulée de Chilhac). . Eau gazeuse, bière, champagne...

55 Dégazage du basalte lors de la solidification :
les pouzzolanes

56 Après l’arrêt du volcanisme, l’érosion a conservé les cônes de scories
Chaîne des Puys en Auvergne

57 Formes du volcanisme de rift Ex : le Massif Central
bouclier Hawaïen absent Plinien souvent aiguille de Trachyte qui obstrue la cheminée Stratovolcan Strombolien le plus fréquent alternance de pouzzolane et de cheires Le Cantal, Puy de la Vache, Lemptegy Vulcanien maars gour de Tazenat Péléen Puy de Dôme Puy Chopine