Les fluides s.l formés par la déshydratation et/ou la fusion partielle des lithologies subduites doivent voyager sur plusieurs km pour atteindre le site de fusion partielle du coin
mantellique (zone « chaude »). Le mode de transfert de l’agent métasomatique vers le coin
mantellique est encore largement débattu. Trois hypothèses sont proposées : l’écoulement ou
transport poreux (Figure I.10a), l’écoulement canalisé (Figure 1.10b) et le diapirisme (Figure I.10c).
Pour un écoulement poreux (Figure I.10a), le fluide circule entre les joints de grains. Le flux est lent (~ 1m/an) et l’interaction entre le fluide et la roche encaissante est importante, ce qui implique que le fluide se rééquilibre constamment avec l’encaissant et que des phases secondaires (ex : phlogopite, amphibole) peuvent se former (Pirard and Hermann, 2015; Spandler and Pirard, 2013; Stern, 2002). La formation des phases métasomatiques (micas, amphibole) influence fortement la composition en LILE du fluide résiduel et peut limiter le transfert de ces éléments vers la zone source des magmas d’arc (Pirard and Hermann, 2015).
Pour un écoulement canalisé (Figure I.10b), le fluide est connecté et circule plus rapidement, par rapport à l’écoulement poreux, vers la zone de fusion du manteau à travers des réseaux de fractures. L’interaction fluide/roche avec l’encaissant péridotitique est minimisée et donc la signature géochimique de l’agent métasomatique est globalement préservée (Pirard and Hermann, 2015; Spandler and Pirard, 2013). Des bordures réactionnelles (pyroxènes + grenat) peuvent se former à l’interface entre le fluide et la péridotite et affecter légèrement les teneurs en HREE du fluide résiduel (Pirard and Hermann, 2015).
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Enfin, parce que les composants sédimentaires et/ou les zones de mélange (roches hybrides riches en talc et chlorite formées par des réactions de métasomatose entre les lithologies ultramafiques et crustales à l’interface entre le slab et le coin mantellique ; Bebout, 2007; Bebout and Penniston-Dorland, 2016) sont moins denses que le manteau péridotitique, on peut envisager un transport par diapirs (Figure I.10c) pouvant remonter progressivement jusqu’au site de fusion du coin mantellique (Behn et al., 2011; Marschall and Schumacher, 2012).
L’étude des déséquilibres U-Th dans les magmas d’arc mettent en évidence que les échelles de temps de transfert peuvent parfois être relativement courtes (quelques milliers d’années, e.g. Turner et al., 2012) depuis le slab vers la surface et suggèrent que l’agent métasomatique remonte préférentiellement par un écoulement canalisé (Elliott, 2003; Turner et al., 1996, 1997). De plus, le bon accord entre les géothermomètres K2O/H2O et H2O/Ce pour
Figure I.10 : Schémas simplifiés montrant les différents mécanismes de transfert de l’agent métasomatique depuis la plaque plongeante vers le coin mantellique : (a) écoulement poreux, (b) écoulement canalisé et (c) diapirisme. Les flèches rouges représentent les chemins empruntés par les liquides silicatés depuis le slab à travers le coin mantellique. Les flèches grises montrent la direction du courant asthénosphérique dans le manteau. L’écoulement poreux (a) implique la métasomatose du manteau (vert) avec la formation de phlogopite (marron) dans une harzburgite à grenat (bleu foncé : orthopyroxène, rouge : grenat). Une succession d’évènements de fusion et d’hybridation peut éventuellement transférer les composants du slab vers le site principal de fusion du coin mantellique. L’écoulement canalisé (b) permet le transfert direct de l’agent métasomatique (bleu clair) depuis le slab vers le site principal de fusion du coin mantellique via des veines de pyroxénite (bordures bleu foncé). La remontée via des diapirs (c) peut se produite à cause d’un contraste de densité entre les composants métasédimentaires et/ou les composants des zones de mélange et le manteau environnant plus dense. Les diapirs (bleu clair) se détachent du slab et remontent progressivement. Si les diapirs subissent de la fusion partielle lors de la remontée, il est possible que le liquide silicaté produit réagisse avec le manteau environnant pour former de la pyroxénite à phlogopite (couronnes réactionnelles marron et bleu foncé). Figure d’après Spandler & Pirard (2013).
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les magmas d’arc semblent indiquer que les rapports LILE/H2O et LREE/H2O dérivés du slab
sont peu affectés lors de leur traversée du coin mantellique (e.g. Spandler and Pirard, 2013). Dans tous les cas, la percolation du manteau péridotitique par un agent riche en Si expulsé du slab conduit à une métasomatose cryptique (modification chimique des phases déjà présentes dans le manteau, Ionov et al., 1995; Maury et al., 1992) et/ou modale (formation de phases minérales métasomatiques) du manteau. La métasomatose peut conduire à la formation de minéraux tels que la phlogopite, l’amphibole, des carbonates, de l’apatite, des sulfures ou encore du graphite/diamant (Grégoire et al., 2001; Ionov and Hofmann, 1995; Wyllie and Sekine, 1982) selon les conditions P-T-ƒO2et la nature/composition de l’agent métasomatique. Certaines études ont également noté la présence de liquides siliceux (dacitique à rhyolitique) riches en Na2O et ayant des compositions proches de liquides adakitiques (rapports Sr/Y et La/Yb élevés) dans des xénolites mantelliques (Kepezhinskas et al., 1996; Kilian and Stern, 2002; Schiano et al., 1995). Ces liquides siliceux sont souvent interprétés comme des liquides silicatés issus de la fusion de lithologies crustales du slab.
Les expériences d’interaction entre des liquides siliceux et de l’olivine (ou de la péridotite) à haute pression (1.5 à 3.5 GPa) permettent de simuler la percolation d’un agent métasomatique issu de la fusion des lithologies du slab dans le manteau péridotitique (Carroll and Wyllie, 1989; Pirard and Hermann, 2015; Prouteau et al., 2001; Rapp et al., 1999). Même si les compositions utilisées et les gammes P-T varient pour ces études, on observe des similitudes. Globalement, lorsque le rapport fluide/roche est élevé, on observe la formation d’orthopyroxène ± grenat pyrope aux dépens de l’olivine et le liquide résiduel voit sa teneur en SiO2 diminuer quand les teneurs en MgO et Na2O augmentent. L’interaction des paragenèses ultramafiques avec des liquides tonalitiques à trondhjémitiques induit la formation de phases hydroxylées telles que l’amphibole sodique et la phlogopite.
I.3 Cycle des éléments volatils en zone de subduction
I.3.1 – Enrichissement des magmas d’arc en éléments volatils
Les magmas d’arc sont caractérisés par leurs fortes teneurs en éléments volatils par rapport aux magmas produits dans d’autres contextes géodynamiques (intraplaque, ride océanique). Les éléments volatils et leur dégazage contrôlent pro parte le dynamisme éruptif. Le dégazage des magmas (passif ou lors des éruptions) contribue à la chimie de l’atmosphère et peut dans certains cas avoir un impact climatique (ex : Pinatubo). Les fluides contribuent
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aussi à la formation de dépôts minéralisés d’intérêt économique (Matjuschkin et al., 2016; Richards, 2015). Les éléments volatils sont majoritairement dégazés (exsolution lors de la décompression) et seule une faible proportion (variable selon l’espèce volatile) reste à l’état dissous dans le magma. Les études cherchant à quantifier le flux d’éléments volatils émis au niveau des arcs se focalisent donc principalement sur l’étude des inclusions vitreuses piégées dans les phénocristaux lors du stockage dans la chambre magmatique ou sur la mesure des émissions de gaz volcaniques (Fischer, 2008; Le Voyer, 2009; Wallace, 2005; Wallace and Edmonds, 2011). L’eau est l’élément volatil le plus abondant (> 90%) suivi par le dioxyde de carbone, le soufre, le chlore et le fluor (Fischer, 2008; Zellmer et al., 2015). La présence de phases hydratées (amphibole, biotite) est donc courante dans les magmas d’arc. Les inclusions
vitreuses des magmas d’arc (composition mafique) contiennent en moyenne 4 wt% H2O et
peuvent atteindre des teneurs allant jusqu’à 8 wt% H2O (Plank et al., 2013).
Les magmas d’arc sont généralement plus oxydés que les magmas générés dans les autres contextes géodynamiques (Ballhaus, 1993; Kelley and Cottrell, 2009). Le lien entre l’oxydation des magmas d’arc et la percolation du coin mantellique par des agents issus du slab a été établi par plusieurs auteurs (Kelley and Cottrell, 2009; Parkinson and Arculus, 1999). Trois hypothèses principales sont proposées pour expliquer l’oxydation du coin mantellique :
(1) L’oxydation par l’ajout de fluides aqueux (H2O) : H2O H2 + 0.5O2. Cependant, la dissociation de H2O est très controversée dans le manteau (Frost and Ballhaus, 1998) et donc la plupart des études récentes suggèrent que l’eau n’est pas un oxydant efficace dans le coin mantellique (e.g. Kelley and Cottrell, 2009; Parkinson and Arculus, 1999).
(2) L’oxydation par l’ajout de fer ferrique (Fe3+) : Fe2O3 2FeO + 0.5O2. Kelley & Cottrell (2009) ont mis en évidence une relation entre le rapport Ba/La et le Fe3+/ΣFe dans les magmas d’arc suggérant ainsi que l’ajout de Fe3+ pouvait être lié à la percolation d’agents riches en H2O et éléments en traces mobiles (ex : Ba) dérivés du slab. Etant donné que le Fe3+ est très peu soluble dans les fluides aqueux (Schneider and Eggler, 1986), des agents métasomatiques tels que des saumures, des liquides silicatés ou encore des fluides supercritiques sont privilégiés pour transporter le Fe3+ (Kelley and Cottrell, 2009; Parkinson and Arculus, 1999). Cependant, Nebel et al. (2015) notent un découplage entre les isotopes du fer et les
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conditions redox dans le manteau (arc de Banda) et suggèrent qu’un oxydant autre
que le Fe3+ est requis.
(3) L’oxydation par l’ajout de soufre sous forme sulfate (S6+) : SO42- S2- + 2O2. Si le soufre est transporté par les agents métasomatiques sous forme sulfate (S6+), il peut être un oxydant particulièrement efficace. L’interaction d’un tel agent avec le manteau conduit à une réduction du soufre transporté par le fluide (sous forme S
2-,causant la précipitation de sulfures) et à une libération d’oxygène qui a le potentiel d’oxyder le fer dans le manteau et causer une augmentation du Fe3+/ΣFe (Kelley and Cottrell, 2009; Nebel et al., 2015; Rielli et al., 2017).