Évolution chimique des magmas

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Avant propos

Le lecteur rencontrera de nombreux termes et divers noms de minéraux ; beaucoup n'ont pas fait l'objet de liens… On pourra consulter avec profit les divers lexiques (donnés au bas de cette page), ainsi que les monographies de minéraux.

Introduction

On nomme magma primaire, le liquide résultant de la fusion partielle des roches du manteau terrestre. Le magma se défini comme un bain naturel fondu de nature silicatée (entre 40 et 75 % d'oxyde de silicium. Il provient de la lithosphère ou des couches sous-jacentes silicatées). Ce premier liquide est de composition basaltique. Cependant, un magma primaire ne parvient que très rarement à la surface « en l’état ». En effet, lors de sa remonté dans la croûte, ce magma rencontre des roches encaissantes plus froides qui le refroidissent et induisent ainsi sa cristallisation. Ce magma, en remontant peut aussi rencontrer un autre magma et se mélanger à celui-ci.

Premières études expérimentales :

Bowen, en 1915, réalise une fusion à sec d'une péridotite (Olivine, OPx, CPx, Plagioclase, Spinelle, Grenat). Il s'aperçoit que, lors de la fusion, la phase résiduelle solide et la phase liquide évoluent, leurs compositions varient :

  • 1ère étape : les plagioclases (de la phase solide) disparaissent ;
  • 2ème étape : les CPx disparaissent, la phase liquide augmente ; (CPx = clinopyroxènes)
  • 3ème étape : les OPX et grenats disparaissent, il ne reste plus que olivine et spinelle dans la phase liquide ; (OPx = orthopyroxènes).

Une phase solide (roche mère) peut en effet fondre de trois manières différentes :

  • donner un liquide, puis, par solidification, une roche identique à la roche mère : FUSION CONGRUENTE ;
  • donner un liquide, puis une roche différente de la roche mère : FUSION INCONGRUENTE ;
  • donner un liquide identique (en composition) à la roche mère, mais une roche, après solidification du magma, différente.

Lors du refroidissement, les différents minéraux n’apparaissent pas tous à la même température. Les minéraux cristallisent en « fraction ». Ce processus se nomme la cristallisation fractionnée et est à l’origine de la différenciation magmatique. Ce processus induit une évolution chimique continue du magma.

En effet, à l'état fondu, on observe une agitation thermique importante des différents atomes, lorsque la température diminue, l'agitation diminue, il arrive un seuil où les ions chutent les uns vers les autres jusqu'à occuper une position d'énergie minimale : c'est là que la cristallisation commence. Lorsque les atomes se rassemblent en cristaux, il cèdent leur énergie cinétique sous forme de chaleur, compensant ainsi les pertes de chaleur dues à la remontée du magma. C'est pourquoi le processus de cristallisation se fait à température constante. Lorsque tout le liquide est épuisé, par défaut de matière, la température chute.
Il ne peut y avoir cristallisation que grâce à la présence de germes (mini cristaux, impuretés) pour que ce processus fonctionne. En leur absence, il est retardé, on parle alors de surfusion.

Ceci n’est possible que grâce à une propriété thermodynamique des liquides silicatés. En effet, il existe un grand intervalle de température et de pression pour lequel coexistent une phase liquide et des minéraux. Le passage de l’état liquide (liquidus) à l’état solide (solidus) ne se fait donc pas à une seule température comme par exemple cela est le cas pour l’eau pure.

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Diagramme de cristallisation

Mélange binaire

Minéraux miscibles à toutes températures

Un mélange est dit homogène lorsque ses constituants sont miscibles aussi bien à l'état liquide qu'à l'état solide formant alors des solutions liquides ou solides. Ceci est possibles car les minéraux ont une structure cristalline proche, il peut donc y avoir formation de minéraux par substitution d'ions sans changement de structure.

Exemple : Série continue des olivines (péridots)

La Forstérite, pôle Mg des péridots, cristallise à 1890°C.
La Fayalite, pôle Fe des péridots, cristallise à 1205°C.
Prenons un mélange (M) à l'état liquide, sa température est donc supérieure à 1890°C.
Lors du refroidissement de M, la Forstérite cristallise (on obtient donc une phase solide) en premier (car c'est la moins fusible, sa température de fusion est plus élevée que celle de la Fayalite) ce qui enrichit le liquide en Fe et provoque ainsi un déséquilibre ionique entre les deux phases. Dès lors, un rééquilibrage ionique se met en place : la phase liquide enrichit la phase solide en Fe et inversement. Le liquide va donc migrer vers un pôle Fe ainsi que la phase solide par rééquilibrage jusqu'à parvenir à la composition du magma M de départ, ce qui traduit l'évolution des phases au cours du temps.

Diagramme de phase série isomorphe.JPG
Un exemple sur la série isomorphe des Feldspaths Plagioclases.


Ces échanges sont possibles car les rayons ioniques des éléments mis en jeux ne diffèrent pas de plus de 15 %.
Cette réaction dite continue nécessite un refroidissement lent afin de permettre les échanges d'ions.
On obtient alors des édifices type pluton granitique, où l'on passe de 900°C à 300°C en 100 000ans !
Si le refroidissement est trop rapide, le rééquilibrage des ions n'aura pas le temps de se faire dans les conditions normales, on obtient alors des cristaux zonés avec des couches concentriques dans lesquels le minéral le moins fusible se trouve au milieu.

Il peut arriver que les minéraux ne soient pas miscibles :

Minéraux non miscibles

On a alors un mélange hétérogène, soit parce que les minéraux ne cristallisent pas dans le même système cristallin, soit parce que les ions diffèrent de plus de 15 % ce qui les rend incompatibles.

Exemple: Quartz et Albite (Feldspath plagioclase, pôle Na)

La température de fusion du Quartz est de 1 330°C.
Celle de l'albite est de 845°C.
Un mélange M comme précédent refroidit, il atteint le liquidus du quartz en formant du quartz pur, appauvrissant ainsi la phase solide en silice qui va migrer vers un pôle albite (Na). Il existe un point où les 3 phases du système coexistent : c'est le point eutectique. A ce point, l'albite cristallise en même temps que le quartz jusqu'à épuisement du liquide.


Diagramme de phase binaire non miscible.JPG
( explications dans le texte )


On peut aussi observer une absence de rééquilibrage liquide/solide lors d'un refroidissement lent si les cristaux sont isolés du liquide dès leur formation (ils stagnent dans la chambre magmatique par sédimentation grâce à la gravité par exemple). Ce mouvement conduit à un fractionnement : on parle alors de cristallisation fractionnée.

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La cristallisation fractionnée

La cristallisation fractionnée est le phénomène pour lequel les minéraux qui cristallisent au fur et à mesure du refroidissement, le font par « fractions ». Le type de minéraux qui cristallisent, ainsi que leur ordre d’apparition dans la séquence de cristallisation, dépend de la composition chimique du magma, mais aussi d’autres paramètres tels que la teneur en volatils dissous, la température, la pression et la fugacité d’oxygène. Par exemple, si le magma est basaltique, pauvre en éléments volatils dissous et à relativement basse pression, l’olivine (minéral ferro-magnésien) va cristalliser en premier, suivie par des plagioclases riches en calcium (Anorthite), les pyroxènes, etc.…). La série de Bowen permet de modéliser et d’idéaliser le processus de cristallisation fractionnée.


Bowen-1.png


La série de Bowen


La différenciation magmatique

La différenciation magmatique est le corollaire de la cristallisation fractionnée. En effet, étant donné que chaque premier minéral formé ne contient que quelques éléments chimiques, le liquide résiduel s’appauvri en ces éléments et donc s’enrichi relativement en tous les autres éléments qui ne rentrent pas ou peu dans la composition du minéral. En effet un magma basaltique sera plus riche en Fe Mg Ca qu'un magma rhyolitique, riche en Silice, Na et K.

Par exemple, considérant la cristallisation d’olivine (Mg2SiO4), le liquide résiduel va s’appauvrir en Magnésium (Mg) alors que tous les autres éléments vont s’enrichir relativement. Par conséquent, à partir d’un liquide basaltique, on obtient par cristallisation fractionnée des quantités décroissantes de liquides de plus en plus différenciés appauvris en Mg, Ca et Fe et passivement enrichis en silice et alcalins (Na et K).

Le principal moteur permettant la séparation des minéraux des liquides résiduels est la séparation par densité. En effet, les minéraux plus denses descendront alors que le liquide résiduel moins dense surnage.

Ce processus conduit à la formation de "série" c'est à dire des roches issus d'un même magma initial : il existe 5 séries : calco-alcaline (à l'origine des IAB basalte de subduction), tholéiitique (à l'origine des MORB, basalte de dorsale), alcaline (OIB basalte de point chaud) (il existe aussi les séries shoshonitique et transitionnelle )
Un magma I(primaire) donnant un résidu solide appauvri en Fe Mg SiO2 et un magma II(secondaire) qui lui se divisera de la même façon, etc.

Par exemple, pour la série calco-alcaline (origine mixte et par contamination), le processus de cristallisation fractionnée et de différenciation permet d’obtenir à partir d’un liquide primaire des magmas de compositions suivantes : basalte, andésite basaltique, andésite, dacite et rhyolite.

Assimilation, mélange de magmas, contamination

Le phénomène de différenciation par cristallisation fractionnée n’est pas le seul phénomène capable de faire évoluer la composition chimique des magmas. En effet, les magmas peuvent être contaminés par les roches encaissantes (échanges de certains éléments chimiques) mais aussi par « assimilation » de fragments de l’encaissant.

Le second processus permet aussi de modifier profondément la composition chimique d’un magma. On l’appelle le « mélange de magmas ». En effet, il n’est pas rare qu’une chambre magmatique différenciée soit ré-alimentée par des injections de magmas plus « primaire ». Souvent, seule une étude pétrographique détaillée permet d’identifier les mélanges de magmas. Des études récentes indiquent d’ailleurs que dans le volcanisme acide, ces injections de basalte dans les chambres superficielles sont souvent à l’origine du déclenchement des éruptions (ex : Pinatubo 1991).

Lors de la migration du plancher océanique vers la subduction, les roches migrantes subissent un métamorphisme hydrothermal c'est-à-dire une modification des minéraux à l'état solide (formation de Pyroxène, plagioclase, amphibole, puis chlorite et actinote). On obtient alors des metagabbros et autres péridotites serpentinisées. Le SLAB subit ensuite un autre métamorphisme ; lors de la subduction les roches passent par des faciès, endroit où se formeront de nouveaux minéraux en fonction des conditions de pression et de température.
Les roches passent tout d'abord par le faciès schistes verts (cristallisation de chlorite/actinote), puis le faciès amphibole (basse pression, basse température = BP BT), ensuite par le faciès schiste bleu (glaucophane/jadéite) (basse température, haute pression) enfin par le faciès Éclogite (grenat) (ultra-haute pression, haute température)
A ce moment, la plaque en subduction (slab) se déshydrate à cause des conditions de pression et de température (entre 100 et 300km de profondeur) ce qui va entrainer la fusion partielle de la péridotite du manteau. La magma ascendant est un magma froid (750°C) et visqueux, on obtient alors des migmatites ou anatexites.Ce magma est à l'origine des plutons granitiques (à l'origine des granites d'anatexie). Une extension de la zone peu favoriser la remontée des migmatites, on trouvera alors des rhyolites
Le magma poursuit son ascension puis repasse par le faciès des amphiboles (riches en silice), par fractionnement, la phase liquide s'appauvrit donc en silice : c'est l'effet amphibole. Les roches provenant de ce magma sont des andésites ou des rhyolites. Au niveau des zones de subduction on parle de volcanisme andésitique ou rhyolitique (explosif).

D'autre part, le magma en remontant peut être contaminé' par la croûte au niveau du prisme d'accrétion par exemple. Les échanges de matériaux conduisent à la formation de granodiorites par enrichissement en silice.

Schéma bilan hydrothermalisme.JPG
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--Amph 28 mai 2007 à 18:24 (CEST)

Note : Pour les roches ou minéraux et pour les termes techniques qui ne sont pas mis en liens dans cet article, vous pouvez passer par la fonction " recherche " (haut de la marge de gauche) ou par les lexiques et vocabulaies mentionnés ci-dessous.


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