D’après les modèles présentés dans le chapitre précédent, un consensus existe actuellement à propos de la genèse des magmas d’arc : le coin de manteau est la principale source des magmas formés dans les zones de subduction et la majorité des laves d’arc dérivent de sa fusion partielle en conditions hydratées. Au cours de son histoire, le manteau sub-arc a subi plusieurs épisodes d’extraction de magmas, qui ont appauvri sa composition en éléments majeurs et en traces incompatibles (McDonough, 1990 ; Arculus, 1994). Ainsi, lors de son arrivée dans la zone de
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
des minéraux hydratés et/ou liquide silicaté résultant de la fusion partielle de la croûte subductée. La percolation des fluides et/ou des liquides silicatés à travers le manteau solide peut induire (Dawson, 1982) :
• une métasomatose modale, caractérisée par la formation de minéraux secondaires hydratés (pargasite, chlorite, phlogopite) ou anhydres (e.g. orthopyroxène, clinopyroxène, grossulaire), aux dépends des minéraux primaires de la péridotite (principalement l’olivine, puis le spinelle, le grenat, le clinopyroxène et/ou l’orthopyroxène ; Bailey, 1982). Ces processus peuvent être illustrés par les réactions suivantes :
fluide + orthopyroxène + clinopyroxène + spinelle 1 → spinelle 2 + pargasite
(Neal, 1988)
fluide + spinelle 1 +clinopyroxène + orthopyroxène → pargasite + olivine
(Neal, 1988)
liquide silicaté 1 + olivine + clinopyroxène + orthopyroxène 1 + spinelle → liquide silicaté 2 + pargasite + orthopyroxène 2
(1,5 GPa - 950 à 1025°C ; Sen et Dunn, 1994)
liquide silicaté 1 + olivine → liquide silicaté 2 + orthopyroxène ± pargasite ± phlogopite
(1,5 GPa - 900 et 1000°C ; Prouteau, 1999)
• une métasomatose cryptique, qui modifie seulement la composition chimique globale de la péridotite (enrichissement et/ou appauvrissement en certains éléments).
Des informations sur les modalités de la métasomatose, et donc sur les transferts de matière s’opérant de la croûte océanique subductée vers le coin de manteau, peuvent être obtenues de différentes manières :
} par l’étude des compositions chimiques des laves d’arc, qui reflètent de manière indirecte la composition du manteau source et les modifications qu’il a subies (§ 2.3.1) ;
} par l’observation des xénolites mantelliques, provenant directement du coin de manteau et ramenés à portée de la main par les laves émises à la surface (§ 2.3.2) ;
} par la pétrologie expérimentale, qui reproduit en laboratoire les processus se produisant non seulement au sein de la croûte océanique subductée, mais également dans le manteau sub-arc (§ 2.3.3).
2.3.1) Apport de la composition des laves d’arc
Outre leur contenu en volatils élevé (H2O, CO2, F, Cl, S), la particularité géochimique des
magmas d’arc est l’anomalie négative en HFSE (Nb, Ta, Ti, Zr, Hf) qui apparaît sur un diagramme multi-élémentaire normalisé au manteau primitif (cf. Fig. 2.1). Cette caractéristique permet ainsi
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
océaniques, rift continentaux ou points chauds). Comparativement aux MORB, les laves d’arc sont également plus riches en LILE (K, Rb, Ba, Sr, U, Th, Pb, Cs), en éléments légers (B, Be, Li) et dans une moindre mesure en LREE (e.g. Perfit et al., 1980 ; cf. Fig. 2.1). Le mode d’acquisition de ces caractéristiques géochimiques est âprement débattu depuis plusieurs dizaines d’années et différentes hypothèses, parfois contradictoires, s’affrontent encore actuellement. Toutefois, la plupart des auteurs s’accordent sur le fait que les LILE sont apportés au coin de manteau par un composant hydraté issu de la déshydratation de la plaque subductée (e.g. McCulloch et Gamble, 1991 ; Arculus, 1994). Le débat concerne donc essentiellement l’appauvrissement sélectif en HFSE.
Après que l’idée d’un manteau globalement appauvri en HFSE (Salters et Shimizu, 1988) eut été abandonnée, l’hypothèse de Tatsumi et al. (1986), selon laquelle les HFSE présentent une mobilité réduite durant la déshydratation de la plaque subductée, est revenue d’actualité. En utilisant de la serpentine synthétique, Tatsumi et al. (1986) ont simulé la déshydratation de la lithosphère océanique (1,2 GPa et 850°C) et ont estimé la composition du fluide libéré (Fig. 2.7). Ils ont en fait mesuré la mobilité des éléments en traces dans la phase fluide, qui est étroitement liée à leur degré de dissolution. Leurs résultats indiquent que plus un élément possède un grand rayon ionique (e.g. Cs, Rb, K, Ba), plus il sera mobile et donc facilement dissous dans la phase fluide (KDmin/fluide < 1). En revanche, les HFSE (e.g. Nb) ne
sont pas mobilisés par la phase aqueuse (KDmin/ fluide > 1).
Par conséquent, les fluides enrichissent sélectivement la source des magmas d’arc en LILE, voire en LREE, et non en HFSE (Tatsumi et al., 1986 ; Maury et al., 1992).
Sur la base des idées de Tatsumi et al. (1986), plusieurs auteurs se sont intéressés à la présence éventuelle de minéraux pouvant retenir les HFSE dans la croûte océanique subductée ou dans le coin de manteau, ce qui expliquerait leur mobilité réduite (Ryerson et Watson, 198 ; Ayers et Watson, 1993 ; Brenan et al., 1994, 1995 ; Ionov et Hofmann, 1995 ; Foley et al., 2000 ; Grégoire et al., 2001 ; Audétat et Keppler, 2005). Cette hypothèse sous-entend plusieurs possibilités :
a) cristallisation de minéraux hydratés qui vont piéger les HFSE, lors du passage de l’agent
Cs Rb KBa Sr La Sm TbYYbNb Mobilité (%) 0 20 40 60 1,2 GPa
diminution du rayon ionique serpentine serpentine après passage dans HCl
850°C
Figure 2.7
Mobilité (et donc solubilité) des éléments en traces dans la phase fluide, lors de la déshydratation de serpentine synthétique (1,2 GPa- 850°C ; Tatsumi et al., 1986).
LILE
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
(Ryerson et Watson, 198) ; c) fractionnement durant le processus de déshydratation (Brenan et al., 1994, 1995 ; Audétat et Keppler, 2005) ou de fusion partielle de la plaque plongeante (Ayers et Watson, 1993 ; Foley et al., 2000 ; Grégoire et al., 2001), en présence de phases titanées résiduelles.
(a) En mesurant les teneurs en éléments en traces dans des cristaux d’amphibole et
de mica inclus dans des xénolites d’arc, Ionov et Hofmann (1995) ont remarqué que ces derniers sont systématiquement enrichis en Nb et Ta par rapport au manteau primitif. Pour ces auteurs, les fluides issus de la déshydratation de la croûte océanique subductée précipitent de l’amphibole ou du mica lors de leur percolation dans le manteau sus-jacent Comme ces minéraux métasomatiques ont des KDmin/fluide>1, ils incorporent ces éléments
et appauvrissent les fluides résiduels en Nb et Ta. Lorsque ces fluides migrent vers la surface, ils peuvent soit induire la fusion partielle de portions chaudes du manteau, soit être consommés par d’autres réactions métasomatiques avec la péridotite, qui fondra ultérieurement. Dans les deux cas, les liquides magmatiques résultants seront appauvris en HFSE.
(b) L’hypothèse d’une phase résiduelle titanée (rutile, sphène, ilménite ou encore
pérovskite) pouvant piéger les HFSE dans le coin de manteau lors de la formation des magmas d’arc a été réfutée par les expériences de Ryerson et Watson (198). Ils ont en effet démontré la forte solubilité du TiO2 dans les liquides mafiques, qui rend impossible
la cristallisation d’une phase titanifère dans le manteau sub-arc.
(c) La présence éventuelle d’une phase résiduelle titanée, lors de la déshydratation de
la croûte océanique subductée, a été l’objet de nombreuses études. Pour certains auteurs qui ont mesuré des KDrutile-fluide, la présence de rutile résiduel durant la déshydratation de
la plaque subductée est indispensable pour imprimer aux fluides les forts rapports LILE/ HFSE (Ayers et Watson, 1993 ; Brenan et al., 1994, 1995). En effet, les KDrutile- fluide sont
très élevés (> 100), alors qu’ils sont < 1 pour les éléments à plus large rayon ionique (Brenan et al., 1994, 1995). Toutefois certains arguments semblent aller à l’encontre de la présence de minéraux titanés dans le résidu de déshydratation. Par exemple, l’observation de phases riches en Ti dans des inclusions fluides de veines éclogitiques indique que, dans certaines conditions, ces minéraux peuvent être solubles dans la phase fluide (Philippot et Selverstone, 1991). Ayers et Watson (1993) ont ainsi démontré que la solubilité du rutile dans les fluides était corrélée avec la température et anticorrélée avec la pression.
Audétat et Keppler (2005) ont récemment obtenu des résultats opposés, à l’aide d’expériences réalisées en cellule à enclume de diamants, où ils ont mesuré la solubilité du rutile dans les fluides, in situ et en temps réel. Cette technique d’observation directe des processus de dissolution permet de mettre en évidence d’éventuels phénomènes de dissolution-recristallisation qui conduisent à une surestimation de la solubilité. Effectivement, ces auteurs ont montré que la concentration massique du TiO dans une
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
phase aqueuse est jusqu’à 1000 fois inférieure (8-26 ppm) à celle publiée par Ayers et Watson en 1993 (0,15 à 1,9 % poids). Pour Audétat et Keppler (2005), la solubilité du TiO2 et des HFSE est donc extrêmement faible dans les fluides des zones de subduction.
Par conséquent, il n’est pas nécessaire d’avoir des phases titanées résiduelles lors de la déshydratation de la plaque plongeante pour expliquer l’appauvrissement en HFSE des laves d’arc.
Selon Ayers et Watson (1993) et Foley et al. (2000), le fractionnement des HFSE peut également se produire lors de la fusion partielle de la croûte subductée, en présence de phases titanées résiduelles. Grégoire et al. (2001) sont arrivés à la même conclusion en analysant les éléments en traces contenus dans des minéraux secondaires formés par l’interaction entre des magmas silicatés hydratés, issus de la fusion partielle de la plaque plongeante, et des harzburgites à spinelle. Ces minéraux métasomatiques possèdent en effet de très faibles teneurs en HFSE.
Contrairement aux idées exposées ci-dessus, Kelemen et al. (1990, 1993) proposent que le fractionnement des éléments en traces se produise durant des interactions entre les magmas basaltiques et la péridotite mantellique. D’après ces auteurs, l’appauvrissement en HFSE résulterait de différents KDmin/liq basaltique entre les groupes d’éléments en traces, lors de
réactions entre la péridotite mantellique appauvrie et les magmas basaltiques qui remontent vers la surface. Il a effectivement été démontré que les coefficients de partage entre les minéraux mantelliques (notamment l’olivine, l’orthopyroxène et le spinelle) et les liquides basaltiques sont plus élevés pour les HFSE que pour les autres groupes d’éléments (e.g. LILE et les LREE ; Tableau 2.1). Cette différence est particulièrement marquée pour le Ti.
Elément Kelemen et al., 1993 K Nb La Zr Ti Halliday et al., 1995 K Nb La Zr Ti Rollinson, 1993 K Nb La Zr Ti 0,00000001 0,0001 0,000007 0,0005 0,015 0,00002 0,00005 0,0002 0,001 0,015 0,0068 0,010 0,0067 0,012 0,02 0,00001 0,003 0,0005 0,014 0,14 0,0001 0,003 0,0031 0,012 0,086 0,014 0,15 0,18 0,10 KDol/liq KDopx/liq Tableau 2.1
Coefficients de partage minéral/liquide basaltique pour l’olivine et l’orthopyroxène.
D’après les expériences de Kelemen et al. (1993) et les compilations d’ Halliday et al. (1995) et de Rollinson (1993).
Mis à part l’hypothèse de Kelemen et al. (1990, 1993), toutes les idées convergent vers le fait que les caractéristiques géochimiques des laves d’arc dérivent de la croûte océanique subductée
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
2.3.2) Apport des xénolites mantelliques
Comparativement aux autres environnements géodynamiques, les xénolites mantelliques sont plutôt rares dans les zones de subduction. Plusieurs échantillons ont cependant été retrouvés dans différents arcs : a) Philippines (Vidal et al., 1989 ; Maury et al., 1992 ; Schiano et al., 1995), b) Kamchatka (Kepezhinskas et al., 1995, 1996 ; Arai et al., 2003 ; Ishimaru et al., 200), c) chaîne des Cascades (Brandon et Draper, 1996 ; Ertan et Leeman, 1996), d) Andes (Kilian et Stern, 2002), e) Papouasie-Nouvelle-Guinée (McInnes et al., 2001 ; Grégoire et al., 2001), f) Japon (Abe et al., 1998). L’étude pétrographique, minéralogique et géochimique de ces xénolites a permis d’améliorer la compréhension des phénomènes se produisant au cœur d’une zone de subduction et de déterminer la nature, voire la composition, des agents impliqués dans la métasomatose.
(a) Les laves émises par les volcans frontaux de l’île de Batan (arc Luzon-Taiwan,
Philippines) ont remonté à la surface de nombreux xénolites mantelliques. Ce sont majoritairement des harzburgites à spinelle, qui contiennent des minéraux métasomatiques tardifs, tels que la phlogopite, la pargasite ou encore le diopside (Vidal et al. 1989 ; Maury et al., 1996 ; Schiano et al., 1995). Du point de vue chimique, les xénolites sont riches en LILE, et dans une moindre mesure en LREE, ce qui suggère des interactions avec un agent métasomatique hydraté. Pour Vidal et al. (1989), ainsi que pour Maury et al. (1992), l’agent métasomatique est un fluide aqueux issus de la déshydratation de la croûte océanique subductée. Cependant, la découverte de liquides silicatés hydratés, piégés sous forme d’inclusions vitreuses dans les minéraux de certains xénolites, a permis à Schiano et al. (1995) de conclure que l’agent métasomatique était un magma acide. En effet, les caractéristiques géochimiques et la température de piégeage (ca. 920°C) de ces liquide silicatés sont identiques à celles des adakites expérimentales(Rapp et al., 1991 ; Sen et Dunn, 1994a ; Rapp et Watson, 1995). Ainsi, l’agent métasomatique qui aurait modifié la composition chimique et modale des xénolites de Batan serait un liquide silicaté riche en H2O, provenant de la fusion partielle des basaltes subductés, plutôt qu’un fluide aqueux
formé par la déshydratation de la plaque plongeante.
(b) Les xénolites mantelliques provenant de la partie nord du Kamchatka (Valovayam
Volcanic Field) présentent également de nombreuses évidences d’une métasomatose par un agent hydraté (Kepezhinskas et al., 1995, 1996). En plus des minéraux métasomatiques (albite, augite, grossulaire, pargasite), des veines de composition trondhjémitique ont été préservées dans certains échantillons. Pour Kepezhinskas et al. (1995, 1996), ces veines ont conservé la composition du liquide silicaté qui a percolé à travers la péridotite lors de la métasomatose. Comme la teneur en éléments majeurs et en traces des veines trondhjémitiques est similaire à celle des adakites expérimentales (Rapp et al., 1991 ; Sen et Dunn, 1994a ; Rapp et Watson, 1995), les auteurs ont logiquement déduit que le liquide métasomatique provient de la fusion partielle des basaltes subductés sous l’arc
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
métasomatose « sodique » du coin de manteau, qui fait intervenir des liquides silicatés riches en Na et Al engendrés par la fusion partielle de la plaque plongeante, par opposition à la métasomatose « potassique » classique résultant de l’interaction de fluides hydratés riches en LILE avec la péridotite mantellique.
Au sud du Kamchatka, d’autres xénolites harzburgitiques ont été trouvés dans les laves du volcan Avacha (Arai et al., 2003 ; Ishimaru et al., 200). Ces harzburgites présentent un degré de métasomatose variable, caractérisé par la formation d’orthopyroxène secondaire aux dépends de l’olivine. Arai et al. (2003) ont tout d’abord proposé un fluide aqueux, libéré par la déshydratation d’une croûte océanique froide, comme agent métasomatique. Toutefois, une étude plus détaillée de la composition chimique des minéraux et des limites de grains entre les phases primaires (Ishimaru et al., 200), a mis en évidence trois étapes de métasomatose. Ces épisodes d’enrichissement successifs impliquent deux agents métasomatiques, à savoir des fluides hydratés riches en silice, mais également des magmas silicatés de type adakitique, identiques à ceux évoqués par Kepezhinskas et al. (1995, 1996).
(c) Plusieurs phases de métasomatose successives sont également enregistrées dans
certains xénolites mantelliques (orthopyroxénites à phlogopite) du Simcoe Volcanic Field (Cascade Range, USA). L’agent métasomatique proposé par Ertan et Leeman (1996) est un liquide silicaté riche en K2O et CO2, vraisemblablement lié à la fusion partielle d’une
ancienne lithosphère océanique accrétée sous le manteau de la chaîne des Cascades. En étudiant d’autres xénolites (harzburgites et webstérites à spinelle) issus du même endroit, Brandon et Draper (1996) ont souligné le rôle important joué par l’agent métasomatique, dont la composition s’étend d’un fluide aqueux riche en soluté à un liquide silicaté très hydraté. Cet agent métasomatique serait responsable de l’oxydation du coin de manteau, enregistrée par les spinelles riches en Fe3+ présents dans les xénolites. Comme
l’oxydation du manteau est généralement plus importante sous les arcs volcaniques, comparé à d’autres contexte géodynamiques, ces auteurs ont conclu que l’oxydation de la péridotite mantellique par un agent hydraté se produit principalement dans les zones de subduction.
(d) D’autres xénolites mantelliques ont été retrouvés en Patagonie, dans la partie
orientale de la Zone Volcanique Australe (AVZ). A nouveau, ils ont conservé les traces des processus de métasomatose, sous la forme de minéraux secondaires et de verres andésitiques préservés en un réseau de veines interconnectées le long des limites de grains. Ces verres ont une composition identique à celle des adakites magnésiennes émises partout ailleurs au sein de l’AVZ (Kilian et Stern, 2002). La préservation de ces verres fournit des informations uniques concernant les interactions entre les liquides silicatés et
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
(trondhjémite) pauvre en MgO, en un liquide de composition andésitique (tonalite) plus riche en MgO, qui sera ensuite piégé dans les veines lors du refroidissement.
(e) La plupart des harzburgites à spinelle de Papouasie-Nouvelle-Guinée renferment
des veines métasomatiques, qui présentent un assemblage minéral secondaire. Cet assemblage est principalement formé d’orthopyroxène fibreux, coexistant avec de faibles quantités d’olivine, de clinopyroxène, de mica, d’amphibole et de magnétite (McInnes et al., 2001 ; Grégoire et al., 2001). En ce qui concerne les xénolites qui ne possèdent pas de veines, les auteurs ont mis en évidence une métasomatose cryptique, caractérisée par un enrichissement en LILE et REE. D’après ces auteurs, la métasomatose serait liée à la percolation de liquides silicatés hydratés issus de la fusion de la plaque plongeante.
(f) L’étude d’une trentaine de xénolites mantelliques, provenant de trois volcans situés
le long de l’arc volcanique japonais, permet d’avoir une idée globale de la nature du manteau sous une région étendue (Abe et al., 1998). Comme en Papouasie-Nouvelle- Guinée, l’ampleur de la métasomatose varie d’un échantillon à l’autre. Certains présentent une métasomatose modale, avec cristallisation de minéraux secondaires (pargasite et/ou phlogopite sous forme de minéraux isolés ou de veines), alors que d’autres ont seulement subi une métasomatose cryptique. Abe et al. (1998) ont mis en évidence ce dernier processus en analysant les teneurs en éléments en traces des clinopyroxènes. Ils ont en effet montré que les clinopyroxènes des xénolites japonais sont enrichis en Ti, comparativement à ceux analysés dans des péridotites abyssales ou dans des xénolites provenant d’autres contextes géodynamiques (rift continentaux ou points chauds océaniques). Ils concluent que ces caractéristiques géochimiques sont apportées par un agent métasomatique provenant de la plaque subductée, sans toutefois préciser sa nature.
Les xénolites mantelliques sont généralement de type harzburgitique, probablement à cause des extractions successives de magmas qui se sont produites avant leur arrivée en surface. Ils présentent des signes d’oxydation et sont riches en LILE, parfois également en LREE, ce qui renforce l’hypothèse de la contribution d’un composant hydraté. Ils contiennent des minéraux secondaires, principalement de l’amphibole, du mica et de l’orthopyroxène, et dans une moindre mesure du diopside ou du grenat, ce qui traduit l’apport de SiO2 et d’H2O au coin de manteau.
Ainsi, la majorité des xénolites mantelliques ramenés en surface par les laves volcaniques présentent des évidences de métasomatose cryptique et/ou modale, ne pouvant être attribuées à une interaction entre le xénolite et la lave hôte. L’intervention d’un agent métasomatique issu de la plaque plongeante est donc nécessaire pour modifier le manteau sub-arc. La nature de cet agent, fluide aqueux plus ou moins enrichi en silicates dissous ou liquide silicaté hydraté, varie suivant l’endroit où les xénolites ont été retrouvés et parfois au sein du même arc volcanique (e.g. Philippines, Kamchatka, chaîne des Cascades). Dans certains cas exceptionnels, l’agent métasomatique est préservé sous forme de veines intersititielles (Kamchatka) ou mieux encore
2) Genèse des magmas en contexte de subduction
métasomatique possédant des propriétés intermédaires entre un liquide silicaté et un fluide aqueux (Brandon et Draper, 1996). Cette hypothèse évoque ainsi l’éventuelle miscibilité de ces deux phases et la difficulté de différencier leur signature.
2.3.3) Apport de la pétrologie expérimentale
Afin d’étudier un processus aussi complexe que la métasomatose du coin de manteau, les expérimentateurs ont été amené à considérer que la lente subduction de la croûte océanique résulte en un processus de déshydratation/fusion partielle permettant l’équilibre entres les fluides/ liquides silicatés relâchés et le résidu éclogitique (Ayers, 1998 ; voir Tatsumi et al., 1986 pour un avis contraire). De même, les nombreux travaux portant sur les temps de transfert des fluides ou des magmas à travers le coin de manteau indiquent que ceux-ci ont le temps (0,2-30 Ka) de s’équilibrer avec la péridotite mantellique (e.g. Elliott et al., 199). Différentes relations d’équilibre peuvent ainsi être reproduites en laboratoire :
- les relations fluide-roche (croûte océanique subductée/péridotite mantellique) (§ 2.3.3.1) - les relations liquide silicaté-roche (péridotite mantellique) (§ 2.3.3.2)
- les relations fluide-liquide silicaté (§ 2.3.3.3)
Les expériences d’équilibre permettent de contraindre le comportement des éléments majeurs et en traces de la croûte subductée et du coin de manteau, face aux agents métasomatiques potentiels, en termes de solubilité, de mobilité et de coefficients de partage. Les expériences sont généralement réalisées dans les conditions des arcs intra-océaniques, afin d’éviter les possibles contaminations que peut poser la présence d’une croûte continentale épaisse au-dessus du coin de manteau.
2.3.3.1) Relations fluide-roche (croûte océanique subductée ou péridotite mantellique)
Les études expérimentales réalisées au cours des 20 dernières années ont eu pour objectif de déterminer les paramètres auxquels les relations d’équilibre entre le fluide et la roche sont