2 – Fusion partielle et péridotites
2 – Fusion partielle et péridotites
2 – Fusion partielle et péridotites
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UE Lithosphère océanique <strong>et</strong> points chauds<br />
Magmatisme des dorsales :<br />
Approche pétrologique <strong>et</strong> géochimique<br />
1. La lithosphère océanique<br />
2. <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Catherine Mével<br />
Octobre 2012<br />
mevel@ipgp.fr<br />
http://www.ipgp.fr/~mevel/<br />
3. Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes (MORBs)<br />
4. Influence du contexte géodynamique sur la composition des<br />
MORBS
1 - La lithosphère océanique<br />
Géotherme<br />
http://objectif-terre.unil.ch
1 - La lithosphère océanique
1 - La lithosphère océanique<br />
Croûte litée<br />
Croûte hétérogène<br />
Modèles extrêmes d’architecture de la croûte océanique<br />
Croûte : complètement ou <strong>partielle</strong>ment formée de roches magmatiques<br />
Manteau lithosphérique : <strong>péridotites</strong> résiduelles<br />
4
1 - La lithosphère océanique<br />
Müller <strong>et</strong> al., 1997<br />
Carte des âges des fonds océaniques
1 - La lithosphère océanique<br />
Au niveau des dorsales : activité magmatique importante <strong>et</strong> formation de la croûte
1 - La lithosphère océanique<br />
Tomographie sismique
1 - La lithosphère océanique<br />
Le manteau supérieur est<br />
constitué de <strong>péridotites</strong><br />
Pour qu’il y ait fusion, il 8<br />
faut que le géotherme recoupe<br />
le solidus des <strong>péridotites</strong> 120<br />
Profondeur (km)<br />
450<br />
670 - 700<br />
Domaine<br />
océanique<br />
Olivine<br />
Spinelle<br />
Perovskite<br />
Géotherme<br />
0 2000 °C<br />
Température<br />
Domaine<br />
continental<br />
30<br />
150<br />
croûte<br />
lithosphère<br />
asthénosphère<br />
Manteau supérieur<br />
Manteau inférieur<br />
Moho
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
La composition du manteau supérieur est connue grâce aux roches remontées<br />
vers la surface par des processus tectoniques : <strong>péridotites</strong>.<br />
2 types principaux de <strong>péridotites</strong> d’origine mantellique<br />
- lherzolite : ol + opx + cpx (> 5%) + plagio/spinelle/grenat<br />
- harzburgite : ol + opx + cpx (< 5%) + plagio/spinelle/grenat<br />
+ dunite : > 90% ol<br />
+ wherlite : > 40% pyroxène<br />
Péridotite<br />
classification des roches ultrabasiques (plagioclase < 10%) - Streckeisen
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Dans quelles conditions le<br />
géotherme peut-il recouper le<br />
solidus du manteau ?<br />
3 possibilités :<br />
- augmentation de la température<br />
(1) par apport de chaleur ou<br />
énergie<br />
- décompression adiabatique (2) -<br />
diminution de la pression à T<br />
constante<br />
- apport de fluide (3) - solidus<br />
hydraté<br />
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2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Au niveau des dorsales océaniques : l’ouverture des océans entraîne une remontée<br />
adiabatique (à température constante) du magma <strong>et</strong> la fusion <strong>partielle</strong> du manteau<br />
supérieur<br />
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75 km<br />
début de<br />
la fusion
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Roche mère<br />
manteau<br />
Roche magmatique<br />
basalte<br />
Roche résiduelle<br />
péridotite<br />
SWIR<br />
SWIR
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
fusion <strong>partielle</strong><br />
Péridotite fertile Péridotite réfractaire + Liquide magmatique<br />
Lithosphère océanique après refroidissement<br />
Le manteau réfractaire est stratifié: les <strong>péridotites</strong> sont de + en + réfractaires<br />
vers le haut<br />
axe de la dorsale<br />
(coupe transversale)<br />
13
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Péridotites résiduelles du manteau<br />
évoluent depuis une composition de lherzolite jusqu' à une composition<br />
de harzburgite (cpx < 5%) par augmentation du % de fusion <strong>partielle</strong><br />
classification des roches ultrabasiques (plagioclase < 10%) - Streckeisen<br />
14
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
2 cm<br />
Cristaux d'enstatite<br />
Harzburgite riche en<br />
orthopyroxènes<br />
2 cm
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Le cpx magnésien (diopside) ne forme<br />
que 6% de c<strong>et</strong>te roche; il est difficile<br />
à distinguer sur la photo<br />
Pyroxènes<br />
Lherzolite abyssale à plagioclase<br />
2 cm<br />
Plagioclase (voir détail diapo suivante)<br />
Olivines<br />
serpentinisées<br />
16
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Diopside (vert)<br />
Entastite (gris)<br />
Le plagioclase est secondaire!<br />
Plagioclase<br />
Lherzolite abyssale à plagioclase<br />
Olivines serpentinisées<br />
Spinelle (noir)<br />
+ plagioclase (blanc)<br />
Il se forme par réaction entre une péridotite à spinelle <strong>et</strong> un liquide magmatique<br />
ou par précipitation à partir du liquide basaltique (cumulat).
Modification minéralogique de la péridotite<br />
Réaction de fusion <strong>partielle</strong><br />
lors de la fusions <strong>partielle</strong><br />
Cpx (diopside) + Opx (enstatite) + Spinelle = Liquide + Olivine (forstérite)<br />
Enstatite = Forstérite + silice (qui entre dans le liquide)<br />
Mg 2 Si 2 O 6 = Mg 2 SiO 4 + SiO 2<br />
18
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Opx<br />
Ol<br />
Régression de l'opx au profit de l'olivine (fusion <strong>partielle</strong>; le liquide a été extrait)<br />
19
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
La fusion <strong>partielle</strong> engendre également un rééquilibrage de la composition<br />
des phases minérales<br />
5 cm<br />
La composition chimique des minéraux<br />
résiduels varie en fonction du taux de<br />
fusion.<br />
⇒ Conséquence de l’incompatibilité des<br />
éléments chimiques (Fe, Al, Mg, …)<br />
Composition des minéraux de la péridotite résiduelle<br />
⇒ Spinelle chromifère sensible à la<br />
fusion <strong>partielle</strong> (Cr, Mg dans solide <strong>et</strong> Al<br />
dans liquide) <strong>Fusion</strong> croissante Dick <strong>et</strong> al. (1984)
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Le changement de composition des phases minérales se<br />
traduit dans la composition globale de la roche<br />
Comparaison données<br />
expérimentales <strong>et</strong> modélisation<br />
expérimentation<br />
modélisation<br />
Composition de la péridotite<br />
résiduelle en fonction de la<br />
fraction fondue (F)
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Olivine forsterite %<br />
92<br />
91<br />
90<br />
89<br />
24<br />
56<br />
25<br />
21<br />
23<br />
6B<br />
59<br />
3<br />
14<br />
42<br />
64<br />
10 20 30 40 50<br />
Spinel 100*Cr/(Cr + Al)<br />
62<br />
6A<br />
69<br />
Abyssal Peridotite Field<br />
Exemple des <strong>péridotites</strong> de la SWIR (South West Indian Ridge) entre 52 <strong>et</strong> 68°E)<br />
Seyler <strong>et</strong> al. 2003
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Lorsque le géotherme recoupe le solidus, le manteau solide commence à fondre<br />
aux joints des grains<br />
http://objectif-terre.unil.ch<br />
Les liquides formés sont extraits pour un<br />
seuil de perméabilité de ~ 3-7%<br />
Péridotite<br />
(lame<br />
mince,<br />
lumiére<br />
polarisée)
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Extraction des liquides de fusion:<br />
- la réaction de fusion débute à la jonction des grains; la porosité est<br />
très p<strong>et</strong>ite (~0,1%); le liquide de fusion mouille les grains <strong>et</strong> quitte<br />
très rapidement son lieu d'origine;<br />
- les liquides silicatés sont moins denses que la péridotite;<br />
- ils montent plus rapidement que la péridotite;<br />
- ils se concentrent dans des chenaux d'évacuation des liquides;<br />
- dans ces chenaux, les très p<strong>et</strong>its volumes de liquides de fusion,<br />
générés en chaque point de la péridotite en fusion, se mélangent<br />
pour former le magma parent des MORB . 24
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Basaltes<br />
Gabbros<br />
Organisation<br />
des chenaux<br />
d'extraction<br />
des liquides de<br />
fusion<br />
Péridotite en fusion <strong>partielle</strong><br />
(ascension)<br />
Axe de la dorsale<br />
Coupe transversale sous une dorsale océanique<br />
Péridotite résiduelle<br />
(refroidie)
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Les chenaux sont marqués par la réaction entre le liquide <strong>et</strong> le solide :<br />
dissolution des pyroxènes ; précipitation de l'olivine + spinelle (chromite).<br />
En<br />
Opx<br />
Ol<br />
Ol<br />
Quand tout le pyroxène a été dissout, la roche résiduelle est une dunite
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Filons de dunites<br />
dans harzburgite<br />
ophiolite d'Albanie<br />
M. Seyler
2 <strong>–</strong> <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> <strong>et</strong> <strong>péridotites</strong><br />
Le manteau supérieur océanique est constitué de <strong>péridotites</strong><br />
La convection mantellique provoque la remontée adiabatique du<br />
manteau sous les dorsales océaniques ; c<strong>et</strong>te remontée<br />
s’accompagne de fusion <strong>partielle</strong><br />
La fusion <strong>partielle</strong> des <strong>péridotites</strong> produit un liquide basaltique <strong>et</strong> une<br />
péridotite résiduelle<br />
La fusion <strong>partielle</strong> se traduit par la dissolution progressive des phases<br />
les moins réfractaires (pyroxènes)<br />
La composition des phases minérales de la péridotite évolue au cours<br />
de la fusion <strong>partielle</strong> : les éléments les plus incompatibles ont<br />
tendance à passer dans le liquide: Al, Na, Fe<br />
Corrélativement, le résidu s’enrichit en éléments compatibles : Mg, Cr<br />
La composition modale d’un péridotite <strong>et</strong> la composition des phases<br />
minérales qui la composent renseignent sur le taux de fusion <strong>partielle</strong><br />
qu’elle a subi
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Les basaltes océaniques représentent la plus grande quantité de roches volcaniques<br />
du globe : construction de la croûte océanique aux dorsales
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Mise en place : éruptions fissurales<br />
pillow-lavas laves en tube<br />
Photos IFREMER
60 000 km de dorsales, mais difficile d’observer directement des éruptions<br />
EPR, éruption 1991-1992<br />
“barbecue site”<br />
Tubes de vers entrainés dans une<br />
coulée<br />
EPR, éruption 2005-2006<br />
OBS (sismomètre fond de mer)<br />
pris dans une coulée
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Mai 2009, Bassin de Lau, SW Pacifique<br />
R/V Thomson, ROV Jason, Mai 2009 co-chefs : Joseph Resing <strong>et</strong> Robert Embley<br />
http://oepreview.nos.noaa.gov/explorations/09laubasin/welcome.html
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Pour la première fois, volcanisme actif sur une dorsale….
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Les basaltes des dorsales océaniques<br />
MORB (mid-ocean ridge basalt) ont<br />
des compositions très homogènes<br />
⇒ tholéiites à olivine<br />
• 49-52 % SiO 2<br />
• 6-10 % MgO<br />
phénocristaux d’olivine (échelle = 500 µ)<br />
textures de trempe (plagioclase<br />
<strong>et</strong> clinopyroxène (échelle = 100 m)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Tous le magma produit n’atteint pas la surface<br />
Une partie reste piégée en profondeur <strong>et</strong><br />
cristallise plus lentement dans des filons ou des<br />
chambres magmatiques<br />
5mm<br />
1mm<br />
gabbro<br />
0.3mm<br />
dolérite<br />
(= diabase)<br />
basalte
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
La sequence de cristallisation dépend de la temperature <strong>et</strong> de la pression
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
• Indique une source mantellique<br />
appauvrie
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Conclusion : principales caractéristiques chimiques des MORBs
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Pétrogénèse<br />
- <strong>Fusion</strong> <strong>partielle</strong> liée à la décompression adiabatique<br />
remontée mantellique due à l’écartement des plaques<br />
- La fusion des MORBs est initiée vers 60-80 km de profondeur dans un manteau<br />
appauvri, <strong>et</strong> le liquide hérite de sa signature pauvre en éléments traces <strong>et</strong> de sa<br />
signature isotopique
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Tomographie sismique
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
En fait, quand on regarde dans le détail la composition des<br />
MORBs, il existe une certaine variabilité<br />
C<strong>et</strong>te variabilité nous renseigne sur les processus en profondeur<br />
Sources de la variabilité :<br />
- la composition de la source mantellique<br />
- les conditions de fusion du manteau (fonction de P, T) <strong>et</strong> de la<br />
ségrégation <strong>et</strong> migration du liquide silicaté vers la surface<br />
- la cristallisation <strong>et</strong> différentiation du magma près de la surface
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Taux de fusion<br />
Mantle flow<br />
Langmuir (1992)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Les conditions de fusion sont<br />
influencées par le régime thermique<br />
de la dorsales<br />
<strong>Fusion</strong><br />
manteau<br />
froid<br />
<strong>Fusion</strong><br />
Manteau chaud<br />
Langmuir (1992)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Adapté de Langmuir, 1992
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
expérimentation pour reproduire<br />
l’évolution des éléments majeurs<br />
en fonction du degré de fusion<br />
d’une péridotite<br />
• Na 2 O, TiO 2 , K 2 O, Al 2 O 3 : incompatibles<br />
• CaO : liée au clinopyroxène<br />
• MgO, FeO liés à olivine<br />
Olivine : (Mg,Fe) 2SiO4 Spinelle: (Mg,Fe)(Al, Cr, Fe3+ ) 2O4 Pyroxène : XY(SiO3 ) 2 (X : Na, Ca, Mg, F,<br />
….; Y : Mg, Fe, Al, Cr, Ti…)<br />
Cpx : CaMgSi2O6 Enstatite : Mg2Si2O6 HP melt<br />
F = % liquide<br />
Fonction de la température<br />
Langmuir (1992)<br />
Tre<br />
P variable<br />
(5, 10 <strong>et</strong> 15 kb)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
⇒ Certains éléments sont donc des indicateurs des conditions de fusion<br />
• Taux de fusion : teneur en Na 2 O (présent uniquement dans les cpx) diminue<br />
avec le taux de fusion)<br />
• Pression de la fusion : teneur en FeO augmente avec la pression<br />
Augmenation<br />
taux de<br />
fusion<br />
Mantle melts<br />
Augmentation pression<br />
Langmuir (1992)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Le liquide produit par fusion <strong>partielle</strong><br />
subit une cristallisation fractionnée<br />
en se refroidissant dans une<br />
chambre magmatique<br />
La teneur en MgO du liquide est<br />
considérée comme un indicateur de<br />
la cristallisation fractionnée<br />
Éléments<br />
incompatibles<br />
Cristallisation fractionnée
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
MgO = 8 wt. %<br />
Cristallisation fractionnée<br />
Langmuir (1992)<br />
Variabilité<br />
globale<br />
Variabilité locale<br />
Cristallisation à<br />
basse pression<br />
Magma primitif<br />
La cristallisation fractionnée à faible profondeur produit une diminution de la teneur<br />
en MgO. Afin de comparer les liquides basaltiques, nécessité d’une correction<br />
⇒ normalisation à MgO 8 wt. %
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Atlantic<br />
Langmuir (1992)<br />
Pacific<br />
MORB<br />
Pacific<br />
Hot-spot influence<br />
Atlantic<br />
Corrélation du Fe 8 (pression de<br />
fusion) <strong>et</strong> du Na 8 (taux de fusion)<br />
avec la profondeur axiale<br />
- régime thermique<br />
- colonne de fusion
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
Azores<br />
JdF<br />
Islande<br />
MAR 45°N<br />
EPR<br />
Taux de fusion<br />
⇒ Corrélation du Na 8 <strong>et</strong> du taux de fusion avec l’épaisseur crustale<br />
• fusion élevée = croûte océanique épaisse<br />
Langmuir (1992)
3 - Formation <strong>et</strong> variabilité des basaltes<br />
La composition des basaltes peut être également modifée au cours de<br />
leur traj<strong>et</strong> vers la surface<br />
Grove (1992)
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
EPR!<br />
Dorsale rapide<br />
MAR!<br />
Dorsale lente<br />
La morphologie de l’axe varie avec le taux d’expansion, reflétant un<br />
régime thermique différent
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Dorsales Est-Pacifique, 9°N<br />
Dorsale médio-Atlantique, 23°N
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Ces différences sont liées au régime thermique<br />
Dorsale rapide (EPR), « chaude » :<br />
• Chambres magmatiques crustales<br />
permanentes ou quasi permanentes<br />
• Pas de manteau lithosphérique<br />
Dorsale lente (MAR), « froide » :<br />
• Chambres magmatiques crustales<br />
temporaires<br />
• Du magma peut cristalliser dans le<br />
manteau lithosphérique axial<br />
D’après Cannat
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Manteau chaud Manteau froid<br />
Longue colonne de fusion<br />
% fusion élevé<br />
Croûte épaisse<br />
Faible profondeur de l’axe<br />
Na8 faible<br />
Profondeur moyenne de fusion élevée<br />
Fe8 élevé<br />
courte colonne de fusion<br />
% fusion faible<br />
Croûte mince<br />
grande profondeur de l’axe<br />
Na8 élevé<br />
Profondeur moyenne de fusion faible<br />
Fe8 faible
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Dorsale rapide (EPR), « chaude » :<br />
• Chambres magmatiques crustales<br />
permanentes ou quasi permanentes<br />
• Pas de manteau lithosphérique<br />
Dorsale lente (MAR), « froide » :<br />
• Chambres magmatiques crustales<br />
temporaires<br />
• Du magma peut cristalliser dans le<br />
manteau lithosphérique axial
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Influence du taux d’expansion de la ride sur la teneur en MgO ⇒ les basaltes de<br />
rides lentes sont moins différenciés que les basaltes de dorsales rapides<br />
Rubin and Sinton (2007)
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Les basaltes de rides lentes conservent la signature de la variabilité des<br />
magmas parents, ce qui est cohérent avec un fonctionnement plus épisodique<br />
des chambres magmatiques.<br />
Spreading rate (cm/year)<br />
Spreading rate (cm/year)<br />
Rubin and Sinton (2007)
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Aux dorsales lentes, la segmentation<br />
est marquée par des variations<br />
d’épaisseur crustale le long de<br />
l’axe : le magma est plus abondant<br />
au centre des segment<br />
Deux modèles alternatifs peuvent<br />
expliquer c<strong>et</strong>te concentration de<br />
magma<br />
(Madge <strong>et</strong> al., 1997)
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
La composition des verrres vasaltiques perm<strong>et</strong> de trancher entre ces deux modèles<br />
Composition des verres basaltiques<br />
Zone MARNOK (North of Kane)<br />
MAR, 24°N : 2 segments<br />
Lawson <strong>et</strong> al., 1996
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Aux dorsales lentes, le mode d’accrétion est alternativement symétrique <strong>et</strong><br />
asymétrique<br />
35°15'N<br />
35°00'N<br />
34°45'N<br />
36°30'N<br />
36°15'N<br />
Aux zones asymétriques, l’accrétion<br />
est caractérisée par le fonctionnement<br />
de grandes failles de détachement<br />
26°15'N<br />
26°00'N<br />
25°45'N<br />
45°30'N<br />
45°15'N<br />
45°00'N<br />
44°45'N<br />
Escartin <strong>et</strong> al., 2008
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Ces différences de fonctionnement dans l’accrétion se traduisent<br />
dans la chimie des basaltes<br />
Trois exemples de segments de la MAR<br />
Symétrique : plus homogène, plus faible pression<br />
Asymétrique : plus hétérogène, plus haute pression<br />
Escartin <strong>et</strong> al., 2008
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Asymétrique<br />
Lithosphère épaisse<br />
F (taux de fusion) faible<br />
P élevée<br />
Peu d’homogenisation<br />
Symétrique<br />
Lithosphère mince<br />
F (taux de fusion) élevé<br />
P faible<br />
Homogénéisation<br />
Escartin <strong>et</strong> al., 2008
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
Hétérogénéité du manteau<br />
OIB<br />
MORB<br />
Cédric Hamelin
4 <strong>–</strong> Influence du contexte géodynamique<br />
La proximité d’un hotspot influe<br />
Sur la composition des MORBS<br />
Cushman <strong>et</strong> al. (2004)
Conclusions<br />
• Les basaltes des dorsales océaniques (MORB) sont issus de la fusion <strong>partielle</strong><br />
des <strong>péridotites</strong> lors de la remontée adiabatique du manteau sous l’eff<strong>et</strong> de la<br />
convection mantellique.<br />
• La composition chimique des MORB est influencée par :<br />
o le taux de fusion <strong>partielle</strong> (enrichissement en éléments incompatibles)<br />
o les processus de cristallisation fractionnée<br />
o la nature de la source mantellique<br />
Ces différents facteurs sont influencés par le contexte géodynamique
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