Historique des modèles de magmatisme dans les zones de subduction

Le magmatisme d’arc 

Amstutz introduit le terme « subduction » en 1951. A cette époque, la tectonique des plaques telle que nous la connaissons aujourd’hui n’était pas encore développée. En effet, celle-ci a été introduite au cours des années 1960 avec la découverte de l’expansion océanique formulée par Harry Hammond Hess (Hess, 1962), reprenant les travaux sur la dérive continentale d’Alfred Wegener et d’Arthur Holmes (Holmes, 1931). Hess déduit de l’observation des structures dans les Alpes que la lithosphère océanique peut être recyclée dans le manteau. D’autre part, l’étude de la série magmatique calco-alcaline était déjà commencée depuis les années 30 (Williams, 1932, 1934, 1935 ; Holmes, 1932 ; Daly, 1933 ; Nockolds, 1934) mais il faut attendre l’étude de Coats (1962) pour que ces magmas soient associés au contexte de subduction. Hurley et al. (1962) sont les premiers à réussir à différencier l’origine des magmas en fonction de leur composition isotopique et à faire la différence entre source mantellique et source crustale grâce aux isotopes du Sr. La géochimie isotopique n’a ensuite cessé de réduire les échelles spatiales et temporelles des études, affinant la connaissance des hétérogénéités des réservoirs et des magmas. Le manteau, considéré homogène dans les premières études, s’est révélé hétérogène en termes de compositions chimique et isotopique (Hedge et Walthall, 1963 ; Gast, 1968 ; Tatsumoto et Hedge, 1965 ; Hart, 1971), tout comme la croûte continentale. Depuis, des milliers de publications ont alimenté la connaissance de la géochimie du manteau et de la croûte. Elles ont également montré la complexité et l’hétérogénéité fine des réservoirs. La plupart des études sur les sources se sont d’abord focalisées sur les basaltes océaniques (voir l’article de synthèse de Hofmann en 2003), laissant de côté les contextes continentaux. En effet, quand les magmas traversent la croûte continentale, ces derniers peuvent être affectés par plusieurs processus modifiant leurs compositions chimiques. Ainsi, il est plus difficile à la fois de déterminer la composition primitive du magma mais également de contraindre avec précision son évolution géochimique depuis sa formation jusqu’à son éruption.

Historique des modèles de magmatisme dans les zones de subduction

Les séries calco-alcalines ont attiré l’attention des chercheurs depuis les années 30. Les premières études montrent que la série calco-alcaline diffère de la série tholéiitique, observée sur le plancher océanique, sur plusieurs points (caractéristiques résumées par Green et Ringwood (1968) et Ringwood (1974)) :
• au niveau des éléments majeurs : absence d’enrichissement précoce en fer avec l’augmentation de la teneur en alcalins, variabilité et enrichissement des compositions basiques en fer et en silice pour une teneur en magnésium donnée et haute teneur en aluminium ;
• au niveau des éléments traces : enrichissement en éléments incompatibles (K, U, Ba, REE) à teneur en silice égale et fractionnement du spectre de terres rares avec enrichissement en terres rares légères par rapport aux terres rares lourdes ;
• occurrence de volumes de magma différencié beaucoup plus importants que dans la série tholéitique.

Coats (1962) est le premier à lier le volcanisme d’arc (Aléoutiennes), présentant les roches de la série calco-alcaline, à un contexte géodynamique : la subduction. A l’époque, la génération des andésites est pensée comme provenant de l’assimilation de matériel continental par des magmas basaltiques. Or, l’absence de socle continental dans l’arc des Aléoutiennes ne permet pas la formation des andésites par ce mécanisme. Il propose que l’eau transportée en profondeur par les sédiments le long d’une « méga-faille » serpentinise le manteau sus-jacent et fait fondre des poches de matériel hyper fusible (de composition éclogitique) contenues dans le manteau (cf figure 1). Enfin les débris ignés et sédimentaires amenés en profondeur le long de la méga-faille fondent et donnent naissance à des liquides granitiques.

Cependant, ce sont Green et Ringwood (1968) qui proposent le modèle fondateur  du magmatisme dans les zones de subduction en s’appuyant sur de nombreuses études expérimentales. Ils retiennent trois modèles plausibles pour la génération de la suite calcoalcaline. Les deux premiers modèles impliquent la formation de larges piles de basalte (la croûte océanique). En s’épaississant, la base de la croûte océanique se transforme : si le basalte est anhydre et que l’activité volcanique cesse, il se transforme en éclogite (modèle 1) ; si le basalte est hydraté, il se transforme en amphibolite (modèle 2). Dans le modèle 1, l’arrêt de l’activité volcanique engendre le refroidissement de la croûte et l’éclogite, plus dense que le manteau, plonge dans celui-ci. Quand l’éclogite atteint des profondeurs de 100 à 150 km, elle fond partiellement et donne naissance aux magmas calco-alcalins. La composition de ces magmas dépend des conditions de fusion sèche ou hydratée de l’éclogite, de la composition initiale de la pile basaltique et des degrés de cristallisation variables lors de la remontée des liquides magmatiques. Dans le modèle 2, l’épaississement de la croûte océanique hydratée engendre la transformation de sa base en amphibolite. Un fort gradient thermique lié à une activité volcanique persistante ou renouvelée favorise la fusion de cette amphibolite à des pressions jusqu’à 10 kbar. Les compositions des magmas calco-alcalins sont soumis aux mêmes facteurs que dans le modèle 1. Enfin, le dernier modèle (modèle 3) invoque la fusion de basalte hydraté à 30-40 km de profondeur. Ce basalte serait lui-même dérivé de la fusion partielle du manteau hydraté associé au plongement de la croûte océanique dans les zones de subduction.

En 1974, Ringwood enrichit ce modèle grâce aux nombreuses études expérimentales effectuées depuis 1968 (Kushiro et Yoder, 1969 ; Kushiro, 1972 ; Green, 1972 ; Green et Ringwood, 1972 ; Holloway et Burnham, 1972 ; Nicholls et Ringwood, 1972, 1973 ; Green, 1973, entre autres). Il décrit l’évolution magmatique d’un arc insulaire en 2 étapes (cf figure 2), en se basant sur les Petites Antilles:
• dans les premiers stades de magmatisme d’arc, il observe des laves qu’il nomme « tholéiites d’arc insulaire », et qu’il interprète comme provenant de la cristallisation fractionnée de diapirs de magma issus de la fusion partielle du manteau pyrolitique, permise par la déshydratation des minéraux hydratés de la plaque plongeante (notamment l’amphibole) ;
• à plus grande profondeur, l’amphibolite de la croûte océanique subduite se transforme en éclogite et à des profondeurs de 100 à 150 km, la fusion partielle de cette croûte océanique métamorphisée forme des magmas rhyodacitiques à rhyolitiques qui métasomatisent le manteau sus-jacent en pyroxénite à grenat. Le fractionnement de diapirs de pyroxénite hydratée partiellement fondus à différentes profondeurs donne naissance à la série calcoalcaline.

Ce modèle est supporté par Armstrong (1971) qui compare les compositions isotopiques en Pb des laves des petites Antilles et de la Nouvelle Zélande aux compositions des sédiments du Pacifique et de l’Atlantique. Il invoque l’idée d’une large contribution des sédiments subduits au budget du Pb dans les laves d’arc par fusion de ces derniers (Coats, 1962 ; Tatsumoto, 1969). Au fur et à mesure des années et des études expérimentales, la communauté scientifique s’accorde sur la multiplicité des processus entrant en jeu dans le magmatisme d’arc. L’accumulation de données sur les laves d’arcs insulaires et continentaux donne lieu à l’établissement de nouvelles caractéristiques communes pour ces magmas (décrites par Green, 1980) :
• faible teneur en TiO2 (< 1,2 pds. % dans les roches mafiques et < 3 pds. % dans les roches siliceuses) ;
• haute teneur en Al2O3 (16-19 pds. % dans les roches mafiques à intermédiaires) ;
• enrichissement en K2O (à teneur fixe en SiO2) à travers l’arc ;
• corrélation du rapport (Na2O+K2O) / CaO avec l’âge ;
• subdivision des séries et des roches volcaniques dominantes à travers l’arc :
a) tholéiites insulaires : enrichissement en fer, majorité d’andésites basaltiques, faible teneur en Cr et Ni, pas de fractionnement des terres rares, les plus faibles teneurs en incompatibles des séries d’arc ;
b) série calco-alcaline : peu ou pas d’enrichissement en fer, majorité d’andésites, enrichissement en éléments incompatibles et en LREE par rapport à (a) et enrichissement en LILE (Large Ion Lithophile Elements) ;
c) séries alcalines d’arc : peu ou pas d’enrichissement en fer, basalte ou andésite variablement dominants, enrichissement en éléments incompatibles, LILE et en LREE par rapport à (b) ;
d) séries siliceuses : peu ou pas d’enrichissement en fer, teneurs en incompatibles proche de (c)
• Anomalies négatives en Nb et Ta .

En 1980, le modèle de Ringwood (1974) est complexifié en y impliquant l’influence de la croûte (Kay, 1980 ; Green, 1980). Wyllie et Sekine (1982) proposent un modèle dans le même esprit que Ringwood (1974). Ils développent le modèle de métasomatisme dans la région sus-jacente au slab (terme utilisé par la suite pour désigner la plaque plongeante) grâce à de nouvelles études expérimentales (Fyfe et McBirney, 1975 ; Sekine et Wyllie, 1982a, b). La déshydratation de la plaque plongeante commence dès les premiers kilomètres d’enfouissement et perdure jusqu’à des profondeurs supérieures à 150 km. Jusqu’à 100 km, elle métasomatise le coin de manteau sans générer de magmas (cf figure 3). Dès 100 km de profondeur, les diapirs de magma, montant depuis le slab suite à la fusion de la croûte océanique (amphibolite ou éclogite à quartz hydratées) dans la péridotite plus chaude du manteau, se transforment par diffusion chimique et se solidifient progressivement. Le diapir cristalliserait l’assemblage phlogopite + quartz juste au dessus du slab, et l’assemblage phlogopite + enstatite plus loin dans le manteau. Les fluides incorporés dans le premier magma sont relâchés dans le manteau lors de la solidification du diapir. Lorsqu’ils atteignent la profondeur/température croisant le solidus de la péridotite hydratée, une nouvelle zone de fusion est créée. La convection du coin de manteau emporte les diapirs solidifiés à des niveaux plus profonds. Plus bas, les diapirs formés dans la plaque plongeante sont plus chauds et peuvent atteindre la base de la croûte continentale.

En résumé, le modèle de Wyllie et Sekine (1982) présente la possibilité de génération d’une multitude de magmas différents : des magmas provenant de la fusion de la péridotite hydratée et métasomatisée par les fluides enrichis en éléments incompatibles, des magmas provenant directement des diapirs formés dans la plaque plongeante, des magmas provenant de la fusion de ces diapirs solidifiés. Dans l’idée, ce modèle est quasiment identique à celui de Ringwood (1974) mais détaille la formation de magma par déshydratation de la plaque plongeante puis la formation de pyroxénites à l’interface slab-manteau.

Le modèle de Wyllie et Sekine s’appuie sur les premiers modèles thermiques modélisant les températures dans le coin de manteau et dans la plaque plongeante. Cependant, ces modèles sont empreints de larges incertitudes et donnent une grande marge aux interprétations pétrologiques. En effet, les estimations de température à l’interface plaque plongeante-manteau s’échelonnent entre 400 °C pour Andrews et Sleep (1974) à 1400°C pour Griggs (1972). Le problème des modèles thermiques proposés à cette époque est le faible nombre d’observations géophysiques disponibles pour contraindre les calculs et l’utilisation des modèles géochimiques du magmatisme d’arc pour déduire la structure thermique du slab. Ainsi, les géochimistes valident leurs modèles avec les modèles thermiques alors que ceux-ci sont eux-même calibrés grâce aux interprétations géochimiques et pétrologiques :
• de fortes contraintes de cisaillement et de friction sont appliquées de façon arbitraires au sommet de la plaque plongeante pour permettre sa fusion (modèles de Toksöz et al., 1971) ;
• ou la convection du coin de manteau est la source privilégiée de chaleur pour fondre le manteau et donner naissance au volcanisme d’arc (modèles de Mckenzie et Scatler, 1968 ; Griggs, 1972 ; Andrews et Sleep, 1974).

Le modèle d’Anderson et al. (1978) innove en impliquant la déshydratation progressive de la croûte océanique subduite et son influence sur la chaleur produite par friction à l’interface entre le slab et le manteau (la chaleur produite par friction est réduite par l’hydratation du matériau). Leurs calculs sont en accord avec la fusion de la plaque plongeante – uniquement dans les zones de subduction jeunes. Ainsi, le magmatisme d’arc ne peut pas être expliqué par ce processus dans des zones où la subduction a commencé il y a plus de 20 Ma. Pour ces auteurs, la chaleur émise par la friction entre le manteau et la plaque plongeante a donc peu de rapport avec la genèse des magmas d’arc. Ils optent donc pour une source des magmas d’arc essentiellement située dans le manteau hydraté et enrichi en éléments incompatibles par les fluides de subduction, comme proposé par certains auteurs (Jakes et Gill, 1970 ; Kay, 1977). En effet, comme rapporté par les études expérimentales de Nakamura et Kushiro (1974) et Fyfe et McBirney (1975), les fluides provenant du slab pourraient s’enrichir fortement en SiO2 et K2O lors de leur passage dans le manteau. Les coefficients de partage déterminés par Arth (1976) et Mysen et al. (1977), entre l’assemblage minéralogique supposé de la croûte océanique métamorphisée (grenat, clinopyroxène, orthopyroxène, olivine et pargasite) et les fluides aqueux montrent que les fluides sont enrichis en incompatibles et en terres rares légères. Ainsi, le métasomatisme du manteau pourrait suffire à expliquer les caractéristiques des magmas d’arc et la genèse des magmas. Celle-ci serait plutôt liée à la convection dans le manteau et à l’abaissement du point de fusion de la péridotite par l’eau provenant de la déshydratation de la plaque plongeante.

Table des matières

Introduction générale
Chapitre I Le magmatisme d’arc
1. Historique des modèles de magmatisme dans les zones de subduction
2. Etat actuel de la connaissance des zones de subduction
2.1 Structure thermique de la zone de subduction et phénomènes de déshydratation/hydratation
2.1.1 Structure thermique du coin de manteau et de la plaque plongeante
2.1.2 Modèles thermo-mécano-chimiques des zones de subduction et déshydratation de la plaque plongeante
2.2 La composition des fluides de subduction et leur évolution chimique
2.2.1 Composition des fluides de subduction
2.2.1.1 Les liquides adakitiques : une observation directe des fluides de subduction ?
2.2.1.2 Fluide aqueux ou liquide silicaté ?
2.2.1.3 Données expérimentales sur la composition des fluides de subduction
2.2.1.4 Données naturelles sur les fluides de subduction
2.2.2 Le transport des fluides de subduction et échanges avec l’encaissant
2.2.2.1 Modes de transport physique des fluides
2.2.2.2 Interaction avec l’encaissant, dissolution, précipitation et métasomatisme
2.3 Composition des magmas d’arc
2.3.1 Composition du manteau sous les arcs : quelques reliques
2.3.2 Mécanismes de fusion dans le manteau
2.3.2.1 La décompression adiabatique
2.3.2.2 Le « flux-melting »
2.3.3 Transport des liquides magmatiques
2.3.3.1 Le transport le long de fractures
2.3.3.2 Transport chromatographique et le long de chenaux de faible viscosité
2.3.4 Composition des liquides magmatiques les plus primitifs
2.3.4.1 Liquides primaires – liquides primitifs
2.3.4.2 Les caractéristiques des laves primitives dans les arcs
2.3.4.3 Origine de la diversité des compositions
2.3.4.4 Les liquides primitifs dans les échantillons naturels
2.3.5 Evolution chimique des magmas dans la croûte
3. Problématique scientifique et démarche
Chapitre II Contexte géologique de l’Équateur
1. Les Andes, quelques généralités
2. Caractéristiques de la subduction
2.1 Paramètres de subduction et morphologie de la plaque subduite
2.2 Caractéristiques de la plaque subduite
3. Caractéristiques actuelles de l’arc équatorien
3.1 Géomorphologie de l’Équateur et distribution du volcanisme
3.2 Croûte continentale
4. Géochimie du magmatisme en Équateur et problématiques spécifiques
Chapitre III Techniques analytiques
1. Le challenge analytique de l’analyse isotopique du Pb dans les minéraux
2. Bref historique des analyses isotopiques en Pb
2.1 Pollution atmosphérique au Pb
2.2 Historique récent de la spectrométrie de masse : le cas des isotopes du Pb
2.2.1 Les différentes générations de spectromètres de masses
2.2.2 Isotopes du Pb et corrections
2.3 L’analyse de nano-quantités
2.3.1 Les premiers développements
2.3.2 Les analyses in-situ
2.3.3 Bref résumé des techniques actuelles d’analyse du Pb en petite quantité
3. Comparaison des divers protocoles de purification du Pb et d’analyse : choix de la stratégie d’analyse
3.1 Equilibre entre quantité analysée et précision de la mesure
3.2 Les différentes techniques de purification du Pb
3.2.1 Chimies sur résines anioniques
3.2.2 Chimies sur résines spécifiques
3.2.3 Sélection de la chimie HBr-HNO3 pour la thèse
3.2.4 Tests sur les NBS 981 avec les séries de roches totales
4. L’analyse géochimique des minéraux par voie humide
4.1 Quelques détails sur les conditions de préparation chimique
4.2 Préparation des échantillons pour l’analyse mono-grain
4.2.1 Sélection des minéraux
4.2.2 Préparation chimique
4.3 Analyses des éléments majeurs et traces
4.4 Analyse des isotopes du Pb
4.4.1 Purification du Pb
4.4.2 Mesure des rapports isotopiques du Pb
4.4.2.1 Conditions analytiques
4.4.2.2 Test sur le choix des amplificateurs
4.4.2.3 Méthodes d’analyses
4.5 Analyse des isotopes du Sr
4.6 Analyse des leachates
4.7 Analyse des lots d’olivines
4.8 Blancs de chimie
5. Améliorations possibles du protocole d’analyse sur minéraux
Chapitre IV Variations géochimiques à travers et le long de l’arc volcanique équatorien
1. Résumé de l’article
1.1 Contexte de l’étude
1.2 Principaux résultats et interprétations
2. Across-arc versus along-arc Sr-Nd-Pb isotope variations in the Ecuadorian volcanic arc (G-cubed 2017)
Conclusion générale

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