La fusion du manteau FR Boutin Les documents

La fusion du manteau FR Boutin 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 Devils Tower - Wyoming, USA de Washington (USA), Futura Sciences et WIKIPEDIA.

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.

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,

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. 4 - C’est la rencontre du magma avec les nappes phréatiques qui provoque les explosions volcaniques si violentes. 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. La lithosphère 2 - Le magma n’est liquide que très près de la surface et ne peut que difficilement traverser la lithosphère.

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.

Rappel sur la constitution de la terre La croute : zone rigide 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 des eutectiques Zone du Manteau rigide La lithosphère correspond à la plaque tectonique L’asthénosphère : zone où les eutectiques fondus forment du magma Zone rigide car les eutectiques ne sont pas fondus 3500°C et 140 GPa Zone fondue? Zone liquide riche en Fe, Si, Ni 5000°C 6370 Km : rayon de la terre

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.

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

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

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

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

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).

Le métamorphisme avec fusion partielle dans l’asthénosphère Lherzolite, Hartzburgite, Dunite, perovskite 2 GPa Grenat, pyroxène et amphiboles Minéraux de plus en plus dense 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.

L’asthénosphère a subit le métamorphisme des plaques subduites et le manteau inférieur, un métamorphisme général. Grenat Les subductions successives font que l’asthénosphère a subit un métamorphisme avec fusion partielle. Lherzolithe Hartzburgite Dunite Perovskite Post-perovskite 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.

Le manteau supérieur C’est un mélange de plusieurs minéraux : - olivine : solition solide de forstérite Mg 2 Si. O 4 et de fayalite Fe 2 Si. O 4 - orthopyroxène (les gros ions Fe, Mg) : par exemple l’enstatite Mg 2 Si 2 O 6, - clinopyroxène (les petits ions Ca) : par exemple le diopside Ca. Mg. Si 2 O 6 - et les grenats : Mg 3 Al 2 Si 3 O 12… 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)

Une représentation des silicates avec le tétraèdre Si 02 – Ca 0 – Al 2 O 3 – Mg. O Les ciments Chaux Feldspath plagioclases : Ca. O Anorthite Ca. Al 2 Si 2 O 8 Albite Na. Al. Si 3 O 8 Diopside Ca. Mg. Si 2 O 8 Aluminate de calcium Ca. Al 2 O 3 Les silicates d ’aluminium (silimanite, andalousite, disthène) Al 2 Si. O 5 Nepheline (Na, K) Al Si. O 4 Alumine Al 2 O 3 Quartz Si. O 2 Spinelle Mg. Al 2 O 4 Magnésie Mg. O Enstatite Mg 2 Si 2 O 6 Olivine/Fosterite (Mg, Fe)2 Si 2 O 6 Grenat Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 Centre de géologie de l’Oisans

Le « tétraèdre du basalte » et le manteau Diopside Ca. Mg. Si 2 O 6 Plagioclases : Anorthite Ca. Al 2 Si 2 O 8 Albite Na. Al. Si 3 O 8 Lherzolite : Olivine + Enstatite + Diopside + Grenat Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 Quartz Si. O 2 Néphéline (Na, K)Al. Si. O 4 Dunite Mg 2 Si. O 4 fosterite (Mg, Fe )2 Si. O 4 olivine Fe 2 Si. O 4 fayalite Enstatite Mg 2 Si 2 O 6 Harzburgite Olivine + Enstatite + + Grenat Lherzolite, Hartzburgite, Dunite un mélange de : - olivine : la forstérite Mg 2 Si. O 4, - ortho pyroxène : l’enstatite Mg 2 Si 2 O 6, - clinopyroxène : le diopside Ca. Mg. Si 2 O 6 - et grenat : Mg 3 Al 2 Si 3 O 12.

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

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.

Les vallées eutectiques dans l’eutectique ternaire à l’origine des basaltes Diopside - Anorthite - Fosterite Anorthite Diopside 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)

Le point de fusion de l’eutectique quaternaire et la formation du basalte Dans ce diagramme, l’olivine n’est pas représentée. C. Nicollet Harzburgite Dunite 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 T : 1270°C fusion du Basalte¹ 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 page 39). Si la fusion se poursuit jusqu'à disparition de l‘enstatite, le manteau résiduel devient une dunite.

Les liquides magmatiques que l’on peut observer et l’évolution de la Lherzolite en Harzburgite et Dunite Diopside Ca. Mg. Si 2 O 6 Plagioclase : Anorthite Ca. Al 2 Si 2 O 8 Eutectique binaire : Diopside-Anorthite Eutectique binaire : Enstatite-Diopside Eutectique ternaire : Enstatite-Diopside-Grenat Lherzolite : Olivine + Enstatite+ Diopside + Grenat Eutectique ternaire Diopside-Anorthite-Forsterite Quartz Si. O 2 Nepheline (Na, K)Al. Si. O 4 Grenat Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 Enstatite Mg 2 Si 2 O 6 Dunite Mg 2 Si. O 4 fosterite (Mg, Fe)2 Si. O 4 olivine Fe 2 Si. O 4 fayalite Harzburgite Une famille d’eutectiques produit un magma dont la composition est celle d’un basalte ou d’un gabbro

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 Si. O 2 + 10% Al 2 O 3 + 12% Fe. O + 12% Mg. O + 12% Ca. O + des oxydes de Mn, Ti. On peut le considérer comme le mélange des constituants suivants : anorthite : un plagioclase Ca. Al 2 Si 2 O 8 + enstatite : un orthopyroxène Mg 2 Si 2 O 6 + diopside : un clinopyroxène Ca. Mg. Si 2 O 6 + olivine : une solution solide fostérite - fayalite (Mg, Fe)2 Si. O 4 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.

Lame mince de basalte en surface de la coulée Lame mince de basalte au coeur de la coulée 2 3 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.

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.

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 Si. O 2 et Na 2 O+K 2 O ou diagramme de Cox, que l’on utilisera pour expliquer la différentiation magmatique et que je vous présenterai avec le volcanisme des rifts.

Classification à partir du tétraèdre du basalte (Yodler et Tilley) : basaltes sous-saturés, tholéites et basaltes sur-saturés 2 O 6 Diopside Ca. Mg. Si 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)Al. Si. O 4 Si. O 2 Mg 2 Si 2 O 6 BASALTE A OLIVINE Volume correspondant aux THOLEIITES ET THOLEIITES A OLIVINE

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)2 Si. O 4 Picrite Basalte tholéiitique Basalte alcalin à olivine Basanite ou basalte alcalin ou basalte sous saturé Enstatite Mg 2 Si 2 O 6 Basaltes à hyperstène Profondeur 10 Kb = 1 GPa : 37 Km 30 Kb = 3 GPa : 110 Km (ou à Enstatite) Tholéiite à quartz Quartz Si. O 2 Nepheline Anorthite Ca. Al 2 Si 2 O 8 (Na, K)Al. Si. O 4

Komatiite Dolerite N n Anorthite a a Orthose e e Ri ch i R n C e e ch Albite Diopside Les magmas : Peridotite Basalte à olivine Basalte tholéitique Basalte alcalin Basalte andésitique (milieu hydraté) %Si. O 2 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

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

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?

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.

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

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

4ème hypothèse : Le upwelling Il est peut être lié aux panaches Point chaud Upwelling 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 49

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

Enfin la remonté du magma basaltique favorise le maintien en fusion du magma Influence de la pression (ou de la profondeur) sur la fusion des basaltes 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. 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. Température °C 800 1200 Profondeur en km Lors de cette remontée, le magma basaltique subit : - une décompression et - un refroidissement - mais sans réaction chimique. basalte solide 20 40 basalte liquide

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!

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.

Ce sont les mouvements de convection dans le manteau qui sont à l’origine du volcanisme basaltique. tension n io s s re c p m o 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. . . ! 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

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 Subsidence 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.

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

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.

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

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

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).

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

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.

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.

The Giant's Causeway - Northern Ireland, UK

Remarques - Les carbonatites 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 CO 2. Les carbonates de Li, Na, K fondent à basse température (entre 400°C et 800°C). Ils forment avec Si. O 2 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.

Evolution des magmas de la Chaine des Puys

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

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 CO 2… 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. . .

Dégazage du basalte lors de la solidification : les pouzzolanes

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

Formes du volcanisme de rift Ex : le Massif Central Volcan 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