CHAPITRE I : GENERALITES

1. Objectifs du Cours
La pétrologie magmatique a pour objet l'étude des phénomènes liés à la genèse des magmas, à leur
remontés à travers la croûte et à leur mise en place en profondeur (roches plutoniques), à faible
profondeur (roche subvolcaniques ou hypovolcaniques) ou à la surface (roches volcaniques), et ce en
tenant compte de divers cadres géodynamiques tels que définis. Ce cours va s’appuyer sur un certain
nombre de connaissances développées dans d'autres disciplines pré-requises, notamment :
- Géologie générale;
- Cristallographie;
- Minéralogie;
- Pétrographie;
- Chimie générale et minérale;
- Métallogénie ;
- Géophysique;
- Géochimie.
2. Intérêt du cours
a) Nous savons aujourd'hui que la majeure partie des roches affleurant à la surface de la terre sont
d'origine magmatique car elles constituent 100% de croûtes océaniques, 75% de croutes continentales.
Dans l'exercice de son métier, le géologue aura donc à travailler souvent sur les roches magmatiques.
b) La terre a connu depuis son origine il y a 4,5 Ga jusqu'à la période actuelle plusieurs modifications
dans sa configuration extérieure dont les principales sont consécutives aux phénomènes de fracturation
de la lithosphère accompagnée par l'ouverture des domaines océaniques, ainsi qu’à la formation des
orogénèses. Ces différents changements ont été accompagnés de manifestations magmatiques dont les
cadres géodynamiques oblitérés par des événements post-magmatiques peuvent être actuellement
reconstitués et comparant les caractéristiques de ces produits magmatiques avec celles résultant de
manifestations magmatiques actuelles.
On dit donc que le magmatisme est un marqueur de l’évolution géologique d’une région déterminée.
c) La pétrologie magmatique a énormément contribué à la reconstitution de la structure interne de la
terre et à la compréhension de la complexité de sa dynamique interne.
En effet, l’étude des roches magmatiques, notamment basiques et des xénolites qu’elles contiennent, ont
permis une approche directe de la composition du manteau supérieur et de différentes couches
constituant la croûte. On dit souvent que « certaines roches magmatiques sont des fenêtres ouvertes à
l’intérieur de la terre ».
d) Le magmatisme a joué un rôle primordial dans la formation de la plupart des gisements des substances
minérales utiles qui sont à la base du développement technologique ; nous citerons à titre d’exemple :
- Les gisements des métaux de base : Cr, Ni, Co, Cu, Sn, W, Nb, Ta, etc
 - Les gisements des métaux précieux : Au, Ag, Pt
- Les gisements des pierres précieuses : Diamant, émeraude, saphir
- Les gisements des substances énergétiques : U
Partant, on peut dire que la connaissance des processus magmatiques constitue l’un des piliers de la
métallogénie.

e) La prévision des risques naturels liés au volcanisme et phénomènes connexes. En effet, les risques
volcaniques sont responsables de bon nombre de catastrophes naturelles et cela peut revêtir plusieurs
formes : éruptions laviques, éruptions pliniennes, émission des gaz toxiques, nuées ardentes; etc.

f) Sur le plan énergétique, l'étude du magmatisme donne des éléments susceptibles de contribuer à
l'évolution et à la mise en application de l'énergie géothermique.

g) En agriculture, notamment à travers une nouvelle discipline en pleine explosion, l'agrogéologie qui
permet d'utiliser après un broyage préalable, certaines roches magmatiques riches en K el en P incorporés
directement aux sols comme fertilisants naturels.
h) En médecine, avec l'utilisation de certaines manifestations magmatiques connexes, en l'occurrence et
sources thermo-minérales à des fins thérapeutiques. L'ensemble de ces éléments ont contribué au grand
développement de la pétrologie magmatique dans tous ses aspects.
3. Rappel sur la constitution interne de la terre.
- Observations directes:
Tranchées ;
Puits ;
Carrières ou mines à ciel ouvert ;
Galeries des mines souterraines ;
Carottes de sondages profonds, notamment des sondages pétroliers.
- Observation indirectes :
Géophysique (géothermie, gravimétrie, géomagnétisme, séismologie-sismique) ;
Minéralogie expérimentale
La terre est constituée d'enveloppes d'épaisseur ct des compositions variables. Ses enveloppes sont
déterminées à partir de l'étude de la propagation. des-ondes sismiques en allant de la surface vers le
centre-de la terre. On distingue trois grandes structures :
- La lithosphère (0-1OOkm) :
Cette unité est solide. Elle a une épaisseur variable. La lithosphère océanique est plus fine que la
lithosphère continentale. Elle a une épaisseur de 1OOkm sous les océans, alors qu'elle peut atteindre
jusqu'à 1OOkm de profondeur sous les continents. Elle est composée de deux parties:
• La croûte, qui est la partie supérieure de la lithosphère. L'épaisseur de la croûte varie peu sous les
océans ct est égale en moyenne à 5km. Elle est égale en moyenne à 3Okm sous les continents et peut
atteindre jusqu'à 1OOkm sous les chaines des montagnes.
La croûte océanique est constituée des basaltes ct des gabbros. La croûte continentale est homogène et
a une composition principalement granitique.
• La partie inférieure, qui est la partie supérieure et solide du manteau: cette partie a également une
épaisseur variable suivant qu'elle est sous un océan ou sous un continent.
- Le manteau (1OO-2900km) :
Cette unité est constituée principalement des péridotites (associations des minéraux d'olivines), des
pyroxènes et des grenats riches en AL Les roches sont toutes à l'état solide, sauf près de la surface où
l'on trouve très localement des roches partiellement fondues. Toutefois, suivant l'échelle de temps que
l'on considère, cette unité est :
> Solide, puisque les ondes élastiques générées par les tremblements de terre se propageant à travers tout
le globe ;
> Fluide, c'est-à-dire que le manteau peut se détonner lorsqu'on examine son histoire sur des échelles
des temps très longues. Sa viscosité est très élevée mais à cause des très grandes dimensions verticales,
la convection est développée dans le manteau. On distingue deux parties:
• Le manteau supérieur (100-670km), constitué principalement des péridotites. La hase est déterminée
par la discontinuité de la vitesse d'ondes sismiques traversant le manteau. Cette discontinuité pourra être
due à une transition phases des minéraux (olivine, pyroxène et grenat).
• Le noyau (2900-6400km) : cette unité est constituée d'un alliage métallique de fer principalement et de
Nickel. Elle est composée de deux parties :
i. Le noyau externe (2900-51OOkm) : cette partie est liquide car les ondes S ne s'y propagent pas.
Les mouvements de convection des fluides, liés à la rotation de la terre, sont à l'origine du champ
magnétique terrestre. Les études minéralogiques ont montré qu'à cause de très hautes pressions
régnant à ces très grandes profondeurs, l'alliage est dans un état fondu .
ii. Le noyau interne (51OO-64OOkm) : cette partie est solide car les ondes S la traversent. L'alliage
fondu se refroidit lentement ct cristallise en donnant la partie solide du noyau.

4. Rappels sur la théorie de la tectonique des plaques :

La tectonique des plaques est le modèle actuel qui permet d'expliquer le fonctionnement interne de la
terre et son expression en surface. Cette théorie a été développée par X Le pichon et J. Moryan (1970)
en apportant une argumentation scientifique il l'hypothèse de « la dérive lies continents» émise par
Wegener en 1912.
- La lithosphère, couche externe de la terre est découpée en plaques rigides qui se déplacent Sur
l'asthénosphère sous-jacente plus ductile. Il existe 12 grandes plaques à la surface de la terre. Celles-ci
sont soit océaniques, soit continentales et plus rarement mixtes.
- Le mouvement des plaques est induit par les courants de convection qui se passent au niveau du
manteau.
- Les limites entre les plaques sont de trois ordres :
Divergentes: mouvement d'éloignement de deux plaques, laissant le manteau asthénosphérique
remonter entre elles. Elles correspondent à une RMOC « Ride Medio Océanique ou dorsale
océanique» qui est les lieux d'accrétion des croûtes océaniques.
Convergentes: mouvement de rapprochement de deux plaques compensant ainsi l'expansion
océanique à la surface de la terre qui reste constante.
Trois types des frontières des plaques convergentes sont connus:
• Zone de subduction où une plaque généralement la plus lourde, plonge sous une autre: selon le cas, on
aura: plaque océanique/plaque continentale (PO/PC): marge continentale active. Ex: Côte ouest de
l'Amérique du sud. Plaque océanique/Plaque océanique (PO/PO) : arc insulaire.
Ex. : Axe Mariannes-Tonga-Kernadee
• Zone de collision: PC -PC. Ex. : Chaine de l'Himalaya.
• Zone d'obduction : PO transporté sur PC. Pas d'exemple actuel connu.
Transcurrentes (failles transformantes) Les plaques se déplacent horizontalement l'une par rapport à
l'autre.
Ex. : faille de San Andreas (Californie)
Les 12 grandes plaques sont:
 CHAPITRE Il : LES MAGMAS

II.l. Définitions
Le magma peut être défini comme étant une solution silicatée générée à l'intérieur de la terre et constituée
par des éléments chimiques à l'état super critique. De par leur nature, il existe deux types de magmas:
- Magmas acides riches en Si02, mais aussi en Na20, K20, P205 et en Rh, Ba, Sr, Li (éléments
incompatibles) ;
- Magmas basiques pauvres en Si02 mais riche en Ti02, Al203, MgO, FeO, CaO et Ni, V, Cr, Cu, Co
(éléments de transition). Les différences fondamentales existant entre les deux types de magmas sur le
plan chimique montrent que ces magmas sont formés dans deux milieux différents.
Les magmas acides sont produits essentiellement dans la croûte continentale mais une infime partie de
ceux-ci est d'origine mantellique ; tandis que les magmas basiques sont générés exclusivement dans le
manteau supérieur.
II.1.1. Le magma acide
II est formé dans la croûte continentale à partir de deux mécanismes principaux:
a) Anatexie différentielle
Lors de l'enfoncement à l'intérieur de la terre, il y a augmentation de P conduisant à la fusion vers 700°C-
20km.
Cette fusion n'affecte qu'une partie des roches constituant la croûte ct il apparait un liquide de
composition constante. Quelle que soit la nature des matériaux géniteurs, sa composition prédomine en
éléments suivants: Si02, Al203, CaO, Na20, K20 qui entrent dans la constitution des quartz, plagioclases,
feldspaths alcalins. Celte fusion est sélective car le liquide produit ne tient pas compte de la nature de la
roche de départ.
b) Fusion base crustale
Le magma basique formé dans le manteau supérieur lors de sa montée peut être stoppé au niveau de la
croûte inférieure. Il apporte la température et les éléments volatiles qui vont provoquer une fusion
partielle des roches constituant la base de la croûte. Compte tenu de la nature de la roche (éclogites ou
protolites), le magma produit a systématiquement une composition chimique de syénite.

II.1.2. Magma basique

La naissance des magmas basiques implique un processus de la fusion partielle à une certaine
profondeur.
Dans la zone de HLVZ traduit un phénomène Je la fusion partielle.
La composition de la portion du manteau qui fond est péridotitique, ainsi qu'en témoignent :
- L’étude des xénolites mantelliques remontées par certaines roches magmatiques:
- Les expériences de labo notamment sur les vitesses de propagation des ondes sismiques qui sont en
accord avec ces compositions .
Minéralogie des péridotites :
La péridotite est constituée de 90% de l'olivine + pyroxène .
Géochimie des péridotites :
Elle a permis de montrer que la composition de la portion du manteau qui fond a la composition de la
pyrolite. En fonction de la profondeur, on note les assemblages des minéraux stables suivants:

Cette notion a permis d’expliquer le terme de la composition verticale du manteau. L’étude des
xénolites mantellique récoltés à divers lieux à la surface de la terre indique que le manteau supérieur
n’a pas la même composition partout : d’où l’idée d’une hétérogénéité horizontale.
Nous avons quatre pôles mantelliques reconnus sur la base des rapports isotopiques suivants : 87Sr/86Sr
par rapport au 143Nd/144Nd par rapport à 206Pb/204Pb.
1. Pôle enrichi (enriched mantle) :
Caractérisé par des teneurs élevées en Rb, Sm, U, Th et comporte deux composantes:
- EM1 : montrant des rapports 87Sr/86Sr modéré et 206Pb/204Pb faible traduisant l'enrichissement primitif.
(sources de basalte ou Al (arc insulaire) et MCA (marge continentale active)) :
- EM2 : 87Sr/86Sr et 206Pb/204Pb modéré indiquant l'enrichissement par incorporation.
2. Pôle appauvri (depleted mantle)
87
Appauvri en isotopes Sr/86Sr ; 206
Pb/204Pb suite aux multiples phénomènes de fusion partielle et
extraction du magma.
3. Pôle Himu
Du point de vue volumétrique, ce type est représentatif. Il montre un enrichissement en 206Pb, 208Pb. Cet
enrichissement résulte du recyclage d'un fragment ou la subduction de la c.c et nous avons des teneurs
élevées en Ta et Na dans le magma.
Ce type correspond à un mélange de trois pôles en proportions variables.
Taux de fusion partielle = Qté du liquide produit.100 /Qté de la phase solide

Le taux de fusion conditionne le chimisme du magma basique produit:

- Faible taux: magma enrichi en éléments hygromagmatophiles : chimisme alcalin;
- Fort taux: éléments hygromagmatophiles dilués. Chimisme peu alcalin issu directement de la
fusion partielle du manteau supérieur. On a le magma primogénique correspondant à un liquide
n'ayant subi aucune modification (issu directement de la fusion partielle) ; riche en MgO(8-
12%) ; CaO; FeO et aussi Al203, Cr203, et Mg value.

DYNAMlQUE DES MAGMAS

1. Le magma acide:
Par sa température de formation (8OO°C) et de leur richesse en silice, il va atteindre très rapidement son
solidus et son ascension est limitée.
Il va cristalliser à des profondeurs de 20-1Okm et donne lieu à la formation d'importants corps intrusifs
(batolithe). Pauvre en Fe-Mg.
2. Les magmas basiques
Généré à haute température (1200°-13OO°C) pauvre en silice, riche en Fe-Mg. Les fluides peuvent
atteindre la surface par des failles translithosphériques, soit arrêter pendant un moment en profondeur.

Magma primogénique et différenciation

Plusieurs mécanismes contribuent à la différenciation magmatique, entre autres:
- Diffusion: due à la différence entre le centre de la chambre et les parois, provoquant les courants
de convection qui vont entrainer certains éléments chimiques et les concentrer dans les parties
de la chambre.
- Transfert gazeux: implique une phase liquide et gazeuse où il y a migration du gaz de bas vers le
sommet, puis suit le transfert des éléments légers: Si, Na, K et les concentrant dans la partie
supérieure de la chambre.
3. La cristallisation fractionnée
Coexistence entre la phase liquide et solide. Lors de la diminution de la température, les ions se
combinent pour former les cristaux des minéraux et le magma restant se trouve appauvri de certains
éléments lors de la diminution de la profondeur. Ces éléments restant dans le magma se combinent aux
autres. Ce phénomène est expliqué lorsqu'on a un magma primaire de composition donnée; on aura
plusieurs magmas fils des compositions différentes.
4. Différenciation magmatique
On a deux phases liquide et solide en fonction de leur composition chimique. Les cristaux lourds (Fe-
Mg) vont descendre au fond de la chambre et les légers vont flouer (mx blancs).
5. Contamination crustale et assimilation
Les morceaux arrachés de la croute tombent dans le magma et fondent, puis libèrent les éléments
chimiques dans le magma. Ces éléments vont changer la composition du magma. Il existe en permanence
une interaction entre magma et les parois de la chambre magmatique. Tout conduit à la contamination
du rnagma par le matériel crustal ou assimilation du matériel crustal par le magma.
L'importance de ce phénomène est principalement mise en évidence par des données isotopiques:
87
Sr/86Sr et 143Nd/144Nd.
Sr est concentré dans la croûte, lorsque ces valeurs deviennent faibles conformes au manteau 0,702.
- 0,702-0,709 matériel mantellique ;
- 0,720-0,750 matériel contaminé.
6. Mélange magmatique/hybridation
Est expliqué par des chambres étagées et lorsque celles-ci communiquent alors qu'elles contiennent des
produits des compositions différentes.
En définitive: Les mécanismes les plus importants sont:
- Cristallisation fractionnée;
- Contamination crustale ;
- Hybridation.
Le magma se forme de façon très ponctuelle, par la fusion discrète produisant des gouttelettes dispersées.
Dès lors que, par fusion, des cavités se soient constituées et aient permis au matériau de disposer d'une
certaine perméabilité, ces gouttelettes puissent se rassembler.
La densité du magma proche de 2,8 est supérieure à celle de l'asthe voisine de l'ordre de 3,3. Il existe
donc une instabilité gravitaire qui tend à faire remonter le magma par rapport à son encaissant
péridotitique solide.

Fig. 4.5 : fracluralioll et remontée magmatique

Lorsque la pression magmatique est suffisante pour vaincre la résistance de la péridotite solide sus-
jacente, celle-ci se fracture,
Si la fracture progresse verticalement, la hauteur de la colonne liquide progresse et la surpression aussi:
le phéno s'accélère et débouche sur l'arrivée des magmas en surface.

A cette fracturation due la « pression magmatique» peut s’ajouter une fracturation tectonique de la litho,
dans ses portions cassantes et faci1itent alors lui aussi la remontée des magmas jusqu' à la surface.
Cependant, la résistance des roches est complexe et les frictions du magma sur son encaissant sont à
même de gêner suffisamment sa remontée pour que des pauses puissent être envisagées au sein de cavités
appelées « chambre magmatique ».
Deux scenarii peuvent être envisages:

- Le magma basique formé monte directement au lieu de genèse jusqu'à la surface (composition
magmatique primogénique) ;
- Le magma s'arrête momentanément dans une cavité crustale : chambre magmatique d'où il sera
émis à la surface.
Dans la chambre magmatique, il va se passer plusieurs mécanismes qui vont conduire à la production
des magmas chimiquement différents.
On parle de phénomène de différenciation magmatique.
Magma primogénique qui donne plusieurs magmas fils de composition chimique différente.

Fig.4.S. Remontée des magmas ± différenciés

Différenciation magmatique :
La différenciation magmatique englobe l'ensemble des réactions chimiques que subit le magma depuis
sa formation dans la chambre magmatique jusqu'à sa mise en place.
Il s'agit de processus géochirniques et physiques importants qui se produisent au niveau du manteau et
de la croûte et consistent en réalité à la soustraction et à la ségrégation à partir du magma des mx qui
précipitent directement ce qui change la composition du magma résiduel.

Les paramètres qui contrôlent la différenciation magmatique sont:

- Composition chimique du magma primogénique alimentant la chambre magmatique;

- La température;
- La pression (largement fonction de la profondeur à laquelle se trouve la chambre magmatique).
C'est grâce au processus de différenciation magmatique qui conduit à la formation des phases minérales
spécifiques qui vont se former ainsi que nous allons le voir dans la suite de ce cours, la plupart des
gisements des substances minérales utiles associées aux roches magmatiques.
Dans la chambre magmatique, les magmas subissent une décroissance thermique qui provoque
l’apparition des cristaux,
En fonction de la vitesse de refroidissement et la charge en fluide d’un magma, plusieurs cas de figure
peuvent être envisagés depuis des pétrofabriques vitreuses jusqu'aux pétrofabriqucs holocristallines
porphyroïdes (voire pegmatitiques).
Il s'agit donc d'une gamme d'organisation structurale des roches issues du refroidissement des magmas,
Ces pétrofabriques sont à la hase des hypothèses, quant aux conditions de remontée, de refroidissements
et donc de cristallisation des magmas à partir desquels elles se sont structurées.
Lorsqu'un magma refroidit, la formation des cristaux se déroule en deux grandes étapes: la nucléation et
la croissance cristalline, donc les proportions respectives dépendent de la vitesse de refroidissement.
 La nucléation correspond tout d'abord à la formation de gemmes cristallines. C'est la phase au cours
de laquelle les éléments chimiques se condensent pour produire les motifs cristallins élémentaires
servant ensuite de la base à une croissance cristalline.
La croissance cristalline correspond ensuite à la croissance des germes cristallins. Elle se réalise par
ajout des matières autour de germes préexistant. Sa température de vitesse optimale est généralement
supérieure à celle de l'optimum thermique de nucléation.
Ainsi, suivant la valeur à laquelle s'abaisse la température du magma qui cristallise, on peut avoir
diverses pétrofabriques :
Lors de refroidissement rapide: le liquide se retrouve rapidement à l'optimum de nucléation, la
température à laquelle de très nombreuses gemmes apparaissent mais le temps qu'il passe près Je
l'optimum de croissance cristalline est trop court pour que les nombreux germes qui se sont alors
formés puissent croître largement.
Les pétrofabriques qui en découlent sont faites de petits cristaux nombreux et les textures
correspondantes sont microgrenues à microlithique.
Lorsque le refroidissement est plus lent: le magma présente un temps de résidence à chaque
température suffisant pour profiter de l'optimum de croissance cristalline avant d'atteindre la
température optimale de nucléation.

Peu de gemmes se forment, mais leur croissance est importante et mobilise la matière avant que celle-ci
n'atteigne des conditions de température qui privilégieraient sa précipitation à bien plus de germes.
Les pétrofabriques qui en découlent sont alors faites de cristaux nombreux mais plus grands donnant des
textures grenues.

A l'extrême,
- Des conditions de refroidissement rapides ne permettant pas la nucléation et envoie moins la
croissance: elles conduisent à la formation de verre:
- Un refroidissement lent n'est pas non plus propice à une cristallisation, tout au moins au début,
car ce processus étant exothermique, l'apparition des premiers cristaux libèrerait suffisamment
de chaleur pour ramener le liquide à leur température de fusion.
Les phénomènes chimiques:
Lorsque le magma est stocké dans la chambre magmatique, son refroidissement, plus intense, va
entraîner des modifications dans sa composition.
Lors du refroidissement, il y a cristallisation des mx ; mais cette cristallisation n'a pas lieu en même
temps pour tous les rnx. En effet, chaque minéral ne peut cristalliser que dans certaines conditions de
température et de pression.
Il peut y avoir recristallisation du même mx que ceux du matériel d'origine (dont est issu le magma) mais
souvent ce sont des nouvelles espèces minérales qui se forment.
Des substitutions d'ions peuvent avoir lieu (rayons ionique semblable Mg++, Fe++, charge plus forte Na+
et Ca++).
Enfin, les éléments chimiques entrant dans la composition des premiers cristaux ne sont plus disponibles
dans le magma.
La suite discontinue des ferromagnésiens est fondée sur une succession de mx qui apparaissent
progressivement au cours du refroidissement et ont des structures cristallines différentes.
Ainsi, les péridots apparaissent les premiers suivis de pyroxènes. Si le liquide restant est suffisamment
riche en Si02, K20, Na20 et CaO, ceux-ci pourront à leur tour réagir avec le liquide et produire des
amphiboles puis de la biotite.
La suite continue des plagioclases est fondée sur le fait que tous les plagioclases partageant une même
structure cristalline et qu’ils peuvent donc se rééquilibrer à tout moment à tout moment avec le liquide
sans pour autant changer de structure.
Les plagioclases qui apparaissent les premiers sont plutôt Ca (anorthite) et le refroidissement fait
apparaitre des formes de plus en plus Na, passant par bytownite, labrador, andésine, oligoclase et albite.
Ces suites matérialisent enfin la possibilité pour un liquide de donner successivement ces différentes
formes minérales au cours de son refroidissement. Notamment lorsque les minéraux précoces soustraits
ne réagissent plus avec la phase liquide résiduelle.

La cristallisation est dite fractionnée

A travers ces différentes caractéristiques, il a été possible de classer des minéraux selon leur ordre
d'apparition en fonction de la température et de la teneur en SiO2 du magma (suite réactionnelle de
Bowen).

Fig4.11 : Les séries de Bowen.

Il convient de stigmatiser le rôle joué par le chimisme initial du magma :

- Un magma suffisamment pauvre en Si02 ne permettra pas l'apparition de quartz et même la
transformation péridots en pyroxènes pourra être alors incomplète. Il conservera donc les cristaux
de haute température.
- Certains mx ne peuvent apparaitre ensemble au cours de la cristallisation de même magma: c'est
le cas notamment du quartz et des différents feldspathoïdes ;
- Un magma riche en Si02 va se différencier jusqu’aux termes ultimes de la suite et donnera
beaucoup de quartz, un peu de micas, plagioclases (albite), et orthose.

Différenciation magmatique et série magmatique

L'idée qui découle des processus de cristallisation fractionnée est la possibilité pour un magma premier
de se différencier chimiquement au cours de son refroidissement. Ceci permet alors d’introduire la notion
de la série magmatique.
Une série se dégage lorsque des roches magmatiques dont les gisements présentent une unité de lieu et
une unité de temps (différence d'âge inférieur à 1 Ma) montrent une communauté de caractères
minéralogiques et surtout géochimiques susceptibles de refléter quelques étapes d'une différenciation à
partir d'un magma primogénique.

Fig.1.l2 Teneur en Alcalins et Teneur en silice

Autres mécanismes contribuent de façon significative à l’évolution chimique des magmas au cours de
leur ascension.
- Hybridation :
- Contamination crustale.
a) Hybridation entre magmas : en théorie, lorsque deux magmas sont très différents (chimie, viscosité,
densité, température, teneur en H20). Ils ne sont pas miscibles.
Cependant, certains magmas ont des caractères hybrides. Ceci peut provenir soit:
D'une réalisation de la chambre magmatique contenant un magma en cours de différenciation
(mélange d'un magma primaire et d'un magma plus évolué mais provenant avant du même matériau
source);
D'un mélange de magma granitique, l'un différencié de source mantellique, l'autre d'anatexie
crustale (situation assez fréquente dans les zones de subduction).
b) Contamination crustale :
De même, lorsque des magmas mantelliques de type basaltique séjournent suffisamment longtemps dans
la croûte continentale, des probabilités de contamination se font jour et ceci d'autant plus que le temps
de séjour est élevé et que le contraste chimique est important.
c) Le magma et son encaissant crustal :
Ceci est encore une fois fréquent dans les zones de subduction surtout quand l'unité supérieure est de
nature continentale, donc possède une température de fusion bien plus faible (700-8000e) que la
température du magma basaltique (1100-1200°C).
Dans ce cas, des échanges peuvent avoir lieu entre eux:
Le Fe et Mg du magma, éléments compatibles, ont alors tendance à se fixer dans l'encaissant en
raison de leur affinité pour la phase solide;
Le K, riche dans l'encaissant a, quant à lui, le cheminement inverse puisqu'il est incompatible et
contribue à l'augmentation d'alcalinité du magma lors de son séjour et de son transit intracrustal.

Fig.4. 14. Les diverses formes de contamination magmatique.

L’isotope 86Sr et l’isotope 143Nb dérivent de la désintégration radioactive d’isotopes parents, 87Rb et le
144
Nd respectivement.
A cause de leurs affinités chimiques différentes, les éléments parents Rb et Sr se sont partagé
différemment lors de l'extraction à partir du manteau du matériel des croûtes continentales par
magmatisme entre 2.5 Ga et 1 Ga environ. Le Rb très incompatible rejoint préférentiellement la croûte
continentale. Le Sr (compatible) est demeuré davantage dans le manteau. Leurs isotopes fils, le 86Sr et
143
Nd, sont donc depuis produites en quantités différentes dans la croûte continentale et dans le manteau,
ce que reflètent les quantités isotopique exprimées par les rapports entre la différence des isotopes
radiogéniques et celles de l’isotope stable correspondant (87Sr/86Sr et 143
Nd/144Nd pour les deux
exemples considérés).
Les tholéïtes océaniques (MORB : Middle Oceanic Ridge Basalt) présentent toutes des rapports
isotopiques plus élevés pour le Nd et pour le Pb.
On admet généralement que cette partie du manteau, appauvrie par extraction des matériaux
continentaux, correspond au manteau supérieur; celui situé au-dessus de 670km de près, ce qui concorde
par ailleurs avec l'alimentation superficielle dans dorsales déduites de la topographie sismique.
A l'opposé, les sédiments océaniques détritiques reflètent, par leurs rapports isotopiques faibles pour le
Nd et élevées pour le Sr, la géochimie globalement enrichie en incompatibles de la C.C dont ils sont
majoritairement issus. Les magmas des OIB (Basaltes des îles océaniques) semblent quant à eux extraits
de proportions du manteau dont les rapports isotopiques sont plus hétérogènes et plus proches
globalement de ceux de la « terre globale» à savoir des péridotites systématiquement appauvries
provenant très vraisemblablement de la zone de transition de 400 à 670km, et du manteau plus profond
(inférieur).

Fig. 5.1. Composition isotopique Sr-Nd.

CHAPITRE III : MAGMATISME ET CONTEXTES GEODYNAMIQUES

L'étude de la distribution des processus.

a) La terre est une planète active. Une des manifestations les plus expressives de cette activité, le
volcanisme, consiste à l'émission de laves, de gaz et des projections.
b) Ces magmas alimentent alors un autre processus magmatique nommé « plutonisme ».
c) Sur le plan global, le magmatisme contribue à l'accrétion de la lithosphère océanique par émission des
volumes importants des magmas (MORB) au niveau des RMO (Rides Medio-Océaniques).
d) D'autre part, le magmatisme par l'injection de matériaux d'origine mantellique (CO = Croûte
Océanique) au sein de la lithosphère continentale dans les Zs (Zones de subduction) et Zc (Zones de
convergence), contribue à la maintenance en volume de celle-ci, pourtant objet de phénomène d'érosion
dont les produits sont dirigés dans les domaines océaniques.
e) Enfin, c'est par le magma qu'il est possible d'envisager qu'une CC ait été extraite massivement entre
3,5 et 1,5 Ga d'un manteau primitif et s'en soit progressivement différencié (par des teneurs plus -+ en
Si02, Al20), Na20 et K20) lui conférant entre autres une plus faible densité.

Fig. 4.2. Implication du magmatisme

L'essentiel du magmatisme se rapporte aux limites des plaques divergentes ou convergentes. Cependant,
il existe également des sites mag qui affectent la lithos à l'intérieur des plaques (continentales ou
océaniques).

Fig.4.1 Distribution et production du magma

1) Présenter les caractéristiques de chaque contexte géodynamique: Zs, Zc, RMO, intraplaque
continental (Rift Continental), intraplaque océanique (hot spot).
2) Examiner des différents matériaux que le géologue peut cartographier (comment se présentent-ils sur
le terrain? argument géophysique ?) et les échantillonnages dans chacun de ces contextes
géodynamiques.
3) Caractériser les produits magmatiques rencontrés dans chaque contexte sur les aspects
pétrographiques minima et géochimiques.
4) Intégrer les données réunies ci-haut dans la discussion des concepts liés à la genèse des magmas et à
leur évolution au cours de leur ascension.
Les matériaux sources des magmas primogéniques et les conditions qui, dans chaque contexte,
permettent la fusion partielle?
Les magmas primogéniques ainsi formés, leur différenciation éventuelle peut expliquer la formation
de magmas secondaires ;
Rendre compte de la diversité pétrographique de ces secteurs.
Intégrer le magmatisme du concept global de la machine thermique que constitue la planète vivante en
perpétuelle évolution. En quoi cette diversité est-elle un marqueur du contexte?

1. Magmatisme lié aux zones de convergence des plaques

1 . Cadre structural

Ce magmatisme se produit lors du rapprochement de deux plaques où se déroulent les phénomènes de :

subduction et de collision.

a) Aux zones de subduction :

Marges continentales actives et arcs insulaires.

Fig. : Les zones de subduction correspondantes :

Dans les zones de subduction, la production des magmas est influencée par les paramètres suivants:

La pente du plan de Benioff

- L'angle de subduction doit être égale ou supérieur à 25° ;

- La profondeur atteinte par la plaque subductée : 100 km et au minimum 70 km.

II existe une relation entre l'angle de plongement de la plaque subductée et la profondeur de formation
des magmas.

- L'angle fort, profondeur minimum de production des magmas est atteinte près de la zone de
subduction (fosse) ;
- L'angle faible, profondeur minimum de production des magmas est atteinte loin de la zone de
subduction;
- Dans tous les cas, la distance entre la fosse ct l'arc volcanique varie de 50km (cas 1) à 250km
(cas 2).

Cadre 1 :

- L'angle de plongement faible mais supérieur à 25° ;

- Forte contrainte tectonique ;
- Vitesse de subduction faible 8-9 cm/an ;
Magmas produits loin de la fosse et à faible profondeur: les phénomènes magmatiques sont de courte
durée de vie car la CO subductée relative est froide et va refroidir le manteau et les magmas générés
auront difficile à monter à cause de la différence de composition et de la baisse de température. D'où:
 - L’essentiel du magma produit va s'arrêter dans la croûte et cristalliser pour donner les complexes
plutoniques lors de cette cristallisation, on aura une importante circulation des fluides qui va
conduire à l'extraction sélective et à la différenciation de certains métaux Cu-Mo Ag-Au.
- Une infime partie du magma pourra arriver à la surface pour donner lieu au phénomène
volcanique.
C'est le scénario qui se produit dans les MCA (Marges Continentales Actives). Ex. Côte ouest de la
plaque sud-américaine (Pérou-Chili).
Fig. Convergence des plaques Nazca sud-américaine

Cadre 2 :
- L’angle fort supérieur à RO° ;
- Faible contrainte tectonique (du fait du retrait du continent et de la formation du bassin marginal).
- Vitesse de subduction: 12cm/an
Ici, les magmas sont produits à grande prof et le phénomène sera de longue durée.

Du fait des faibles efforts tectoniques et compte tenu de la faible épaisseur de la CO devant être traversée,
les magmas formés va monter plus facilement jusqu'à la surface donnant lieu à un volcanisme très
important.

Fig. Subduction Marianne-Philippine.

Environnement géologiques associés à la subduction:

3 zones peuvent être reconnues dans le cadre d'un contrôle structural de subduction. On a cinq partant
de la fosse:
- Fosse
- Prisme d'accrétion;
- Bassin avant arc ;
- L'arc volcanique;
- Bassin arrière-arc.
La fosse:
Elle se forme à l'aplomb de l'endroit où la croûte subductée commence à s'enfoncer dans le manteau. Ici,
la croûte fortement chargée des sédiments très fins de type Grauwackes dont une partie sera entrainée
en profondeur jusque dans le manteau.
Prisme d'accrétion:

C’est un complexe constitué des sédiments des fragments rabotés à la partie superficielle de la croûte
subductée, l’ensemble étant comprimé et fortement tectonisé. Son âge décroit vers la fosse.

Bassin avant arc :

Ce sont des bassins de dimension variable de quelques kilomètres selon l’arc développé entre la fosse et
l’arc volcanique et qui surmontent partiellement les prismes d’accrétion qui y forment souvent des reliefs
sous-marins.

Aucune manifestation magmatique n'est connue dans ces bassins qui sont par contre des lieux de dépôt
des sédiments à caractère de turbidites auxquelles sont associés des fragments des roches volcaniques
provenant du démantellement de l'arc volcanique.

Arc volcanique:

Le volcanisme est soit aérien soit sous-marin. Dans le premier cas, il comporte généralement des
stratovolcans émettant des coulées des laves et des pyroclastites ayant la composition dominante des
andésites, dacites, rhyolites représentées.

Dans le deuxième cas, il s'agit principalement des coulées en pillow lavas ainsi que hyaloclastites des
tufs et des brèches; ces produits sont généralement représentés par des basaltes tholéïtiques d'arc, des
basaltes calco-alcalins et des andésites basiques.

Le bassin arrière arc

Il se développe à l'arrière de l'arc volcanique sur une croûte continentale amincie et se caractérise par un
gradient géothermique (1°C/1Om). Il est généralement rempli par des matériaux à prédominance
volcano-sédimentaires à proximité de l'arc mais au fur et à mesure que l'on s'en éloigne, les sédiments
deviennent pélagiques et biogéniques. Notons ici que contrairement au bassin avant arc, des
manifestations magmatiques peuvent se produire dans le bassin arrière arc.

II. Caractéristiques pétrographique et minéralogique

1. Pétrographie:

Les roches de subduction sont caractérisées par :

- Des textures microlitiques porphyriques et grenues (plutonites) ;

- Une minéralogie: prédominée par le plagioclase (jusqu'à 70% de la composition modale) ;
 - Le reste comporte les pyroxènes-clino et ortho), les amphiboles, la biotite
- Et enfin, l'olivine (termes basiques), le quartz (termes intermédiaires et acides).

Notons enfin la présence:

- Des enclaves basiques dans les roches évoluées -phénomène de mélanges magmatiques ;
Des minéraux du métamorphisme tels grenats, cordiérite, sillimanite principalement dans les
roches volcaniques de MCA -+ xénolites crustaux ou enclaves enallogéniques.

2. Conditions thermodynamiques de cristallisation

Les calculs géothermobaromitriques basés sur les équilibrations des associations minérales stables dans
ces roches ont conduit aux résultats suivants :

- Fortes fugacités d'02 (fD2), donc conditions oxydants en rapport avec la teneur élevée en H20.

Conséquence :

Cristallisation des mx hydroxylés ;

Caractère explosif du volcanisme.
P et T déduites des équilibres.
Cpx + pl : Pt : 7kb correspondant à des profondeurs de l'ordre de 25 km :
Cpx + pl + Opx: Pt 1Okb correspondant à des profondeurs égales à 35 km T° 1200-1050.

III. Géochimie

Les roches CA (calce-alcalines) notamment celles de MCA sont très diversifiées et comportent tous les
termes de la série roches plutoniques-gabbro-diorite-diorite qtz-granodiorite-monzogranite-granite.

Roche volcanique: basalte calco-alcalin-andésite-dacite-rhyodacite-rhyolite .

Elements majeurs et en traces.

Les différents éléments chimiques se comportent comme suite lors du processus de différenciation.

Alcalins et alcalino-terreux : Rb, Cs, Ba, Sr, Li augmente f(Si02), Th, U, Pb, sont plus différenciés dans
les roches CA des MCA (contamination crustale).
 Eléments de transition

Ni, Cu, Co, Cr, V diminuent f(SiO2). Ces éléments étant plus différents dans le manteau dans la croûte
ne permettent pas de discriminer les magmas CA des MCA de ceux des îles. Cfr diagramme Na20+K2 0
-+ SiO2 et FeO/MgO -+ Si02

Isotopes
143
Nd/144Nd dans les magmas CA basiques sont compatibles avec une origine magmatique ;
18
O/16O -+ avec la contamination crustale
207
Pb/206Pb, 208
Pb/204Pb, 87
Sr/86Sr sont relativement supérieurs et peuvent résulter de contamination
crustale, sédiments entraînés le long du plan de Benoiff, CC altérée par l'eau de mer; manteau
préalablement modifié par une subduction antérieure.
En définitive
Les données géochimiques qui permettent de discriminer les roches CA des MCA de celles des lA sont
les suivantes:
Les teneurs en K20 sont plus élevées dans les MCA par rapport au IA :
Il en est de même de rapport en Li, Rb, Sr, Ba, U, Th et Pb plus élevés dans MCA.
Par rapport aux roches magmatiques d'autres contextes géodynamiques.
Les roches CA se singularisent par :
Teneur relativement basse en Fe ;
Rapport FeO/MgO bas ;
Teneurs faibles en Ti, Ni, Cr;
Rapport Ba/La, La/Nb systématiquement avancés;
Rapport H20/C02 ; Cl/K ; Cl/S; Cl/H2O également très élevés.
Celte dernière signature est compatible avec l'idée de l'invention de H20 de mer (libre ou contenue dans
les sédiments) dans la genèse des magmas CA.
 PETROGENESE DES MAGMAS CALCO-ALCALINS
INTRODUCTION
Il ressort de l’étude pétrographique et minéralogique deux éléments principaux:
1. La présence des minéraux hydroxylés tels que les amphiboles et les micas qui indiquent la richesse
en eau du magma.
2. L'abondance des minéraux ferromagnesiens (biotite, amphyboles, pyroxènes) qui signe, quant à elle
l'origine mantellique du magma.
Autres évidences de la présence de l'eau et son rôle dans la genèse des magmas calco-alcalins.
- Le dynamisme éruptif est toujours explosif et chargé de H20 :
- H20 est contenu dans la croûte basaltique subductée ayant subi une altération hydrothermale ;
- H20 contenue dans les sédiments portés par la croûte subductée ;
- H20 contenue dans d'autres mx (chlorite, micas, serpentine, talc, amphibole); ces mx deviennent
instables dans des conditions de Pet T élevées. Ils se déshydratent et s'incorporent dans le magma
produit.
Ces interprétations sont confortées par des données géochimiques, notamment les signatures en éléments
en traces ou certains isotopes (87Sr/86Sr) des basaltes CA qui les rapprochent de la chimie des MORB.

Les magmas ayant produit ces roches ont avec les MORB une source commune: le sommet de
l'asthénosphère, voire ici la base mantéllique de la lithosphère chevauchante.

En plus de ces deux composantes principales, on peut stigmatiser la participation de :

- Sédiments portés par cette CO subductée ;
- Processus de différenciation: cristallisation fractionnée, mélange magmatique, contamination
crustale (cas des MCA).

En fait, au fur et il mesure que la C.O et les sédiments qu'elle porte s'enfoncent, il y a augmentation de
la température et des composantes subissent un métamorphisme prograde.

CO : schistes verts (zéolites) -> schistes bleus (glaucophanes) - amphibole -> éclogites.

Sédiments: -> pélites.

Il s'en suit des réactions de déshydratation: CO libère 2-4% de l'eau par la destruction des minéraux
hydroxylés. Donc, son poids diminue, mais sa densité augmente de 3.0 à 3.45.
Les fluides libérés lors des réactions de deshydratation et ceux contenus dans les sédiments vont avoir
comme effet d'abaisser la température de fusion du manteau qui va générer des magmas CA
primogéniques.

Ceci explique:
- Le timing relativement long qui peut séparer l'arrêt de la subduction et la continuité de la production
du magma. En effet, le magmatisme peut se poursuivre sur près de 10Ma après l'arrêt de la subduction
aussi longtemps qu'il v a suffisamment des fluides pour maintenir le solidus du manteau bas. L'arrêt de
la production du magma intervient lorsque le phénomène de déshydratation cesse. Celle fusion contrôlée
par la déshydratation semble se réaliser pour l'essentiel entre 100 et 150km de profondeur. Ln effet, l'arc
volcanique de la fosse, les place approximativement à une centaine des km au-dessus du panneau
plongeant.

La richesse des roches donc de leurs magma en éléments incompatibles peut s'expliquer par:
Un modèle de métasomatose entre les unités océaniques subductées notamment leurs sédiments et le
manteau sus-jacent : les fluides hydratent et alcalinisent le manteau: des amphiboles s'y forment;
Le fait que les amphiboles préalablement formées et dont la chimie intègre le Ca, Na et K participent au
cours de leur entrainement en profondeur à la production des magmas.

Fig. 5.8. : Magmatisme et subduction

Le magma prirnogénique CA produit amorce son ascension vers la surface et en fonction du cadre
géodynamique, deux cas de ligure peuvent se produire.

Cas 1 : Arc insulaire (AI)

Les magmas primo montent directement à la surface et s'expriment donc principalement sous forme
volcanique donnant des laves en pillow lava de nature:
- Tholéithique d'arc. Ex. Tonga, Mariannes ;
- CA ;
- Shoshonitique signant les sédiments de derniers stades de vie d'une zone de subduction.

Cas 2: Marges continentales active (MCA)

Les magmas primo produits sont en grande partie stockés dans les chambres magmatiques sub-crustales
où ils subissent les processus de différenciation qui s'accompagnent d'une augmentation des rapports
isotopiques de Sr et de Pb et une diminution de ceux de Nd. On assiste également à un enrichissement
en éléments lithophyles (K, Ba, Rb, Li, etc.).

Différenciation magmatique et formation des magmas secondaires

Les roches volcaniques recueillies dans les zones de subduction typique montrent une relation diversifiée
minéralogique et chimique. Mais, replacées dans certains diagrammes, elles témoignent d'une filiation
possible si l’on prend en compte les quelques données expérimentales concernant la différenciation des
magmas.
Leurs minéraux cristallisent de façon échelonnée à différentes températures. La cristallisation précoce
de certains d'entre eux, les pyroxènes et les amphiboles surtout, permet, s’ils sont rapidement séparés de
la phase liquide résiduelle de façon à ne pouvoir réagir avec elle, de provoquer une différenciation
chimique de celle-ci caractérisée par:
- Une élévation de la teneur en Na + K, les v mx étant surtout ferromagnésiens :
- Une élévation de la teneur en Si02, les mx ferromagnésiens étant ceux qui immobilisent
précocement le moins de Si02. L'étude des éléments traces et des rapports isotopiques des roches
de ces secteurs apporte des infos complémentaires suivantes: les roches volcaniques de type
andésite émises dans les Zs de type MCA ont souvent, pour Sr. des rapports isotopiques initiaux
(87Sr/86Sr) proches de 0,707-0,708 : cela peut témoigner' d'apports chimiques en Na+K de la
CC (dont le rapport (87Sr/86Sr) est supérieur à 0,74 à un magma d'origine péridotitique (le
rapport des MORB est proche de 0,704) et cela suggère un enrichissement conjugué en Si02
abondante dans ce type de croûte.

Au contraire, les roches volcaniques dans les zones de subduction installées sous la croûte continentale
chevauchante ou sous la croûte océanique uniquement (arc volcanique de subduction c. océan-c. océan)
sont essentiellement des basaltes CA et il y a souvent moins de laves différenciées. Leurs rapports
isotopiques s'apparentent davantage à ceux des MORB.

A côté des magmas d'origine mantellique, on note la présence des magmas produits par le phénomène
de fusion basi-crustale.

Ce phénomène n'est possible qu'en cas d'injection de gros volumes de magmas mantelliques susceptibles
d’apporter assez de chaleur et de fluides pour faire fondre des volumes consequents de CC.

En effet, au surcroit de la chaleur liée à la température de ces magmas mantelliques (de l'ordre de 1
OOO°C) et à leur refroidissement dans un encaissant crustaJe moins chaud (température < à 600°C au
départ), .s’ajoute à la chaleur de la cristallisation (processus exothermique) des magmas CA comme la
température de fusion du matériel crustal est de J'ordre de 700-750°C, celui-ci fond partiellement et
donne naissance à des magmas granitiques à 0,710 de rapport isotopique dans ce cas; ils demeurent en
profondeur lorsqu'ils sont trop peu hydratés ou peuvent migrer en surface lorsqu’ils sont plus riche en
eau; auquel cas ils y produisent alors des nappes ignimbritiques.

Nous allons schématiser les principales caractéristiques magmatiques des Zs. Bien sûr, un simple schéma
ne saurait rendre compte de la diversité des associations magmatiques observées à l’échelle globale pour
ce genre de contexte.
D'autres roches magmatiques que celles évoquées ici sont également associées à la subduction,
impliquant des processus complémentaires concernant les mécanismes de fusion et des modalités de la
différenciation.
De la fosse vers le continent se mettent en place des séries magmatiques suivantes:

a) Série tholéitiques :

Situé à proximité de la fosse, pauvre en K. elle comporte: gabbros, tonalites, trondjemites ct leurs
équivalents volcaniques: basaltes, andésites, dacites.
Sur le plan minéralogique, ces roches sont caractérisées par l'abondance des minéraux hydroxyles
précoces (amphiboles, biotites) et par la rareté des oxydes de Fe-Ti.
Milieu riche en H20 et relativement réducteur cortège plutonique est dénommé tonalitique ou type M
(manteau).

b) Série calce-alcaline :

Située plus en arrière et constituée de :

Batholites de forme étroite et allongée, formés d'intrusion de gabbros, diorites, granodiorites ct
granites ) ;
En surface: strato-volcans andésitiques, dômes dacitiques, peu de basaltes et de rhyolites.

Ici, les mx hydroxylés sont moins précoces et associés aux oxydes de Fe-Ti.
Milieu riche en H20 et oxydant association « granodioritique » ou du type 1 (ignée ou andin).

c) Série shoshonitique :

Localisée très en arrière, lorsque la subduction s'arrête et qu'intervient la collision: roches plutoniques,
monzogabbros, diorites, monzonites, monzogranites et syénogranite.
Roches volcaniques: shoshonite, latites.
Sur le plan minéralogique :
Abondance de mx K : orthose (sanidine, phlogopite, leucite(apparait que dans les les ro volcanique)).
Coexistence mx Fe-Mg anhydres (olivine, pyroxènes) et hydroxylés (amphiboles et biotites) + oxydes
+ sulfures.

Milieu pauvre en H2O et oxydant

Association plutonique monzonitique ou type calédonien.
d) Série ultra alcaline:

Résulte-de l’accentuation du caractère alcalin des shoshonites se traduisant par une extrême richesse cn K.

Fig.

Rôle du magmatisme orogénique dans la croissance de la croûte continentale

La similitude de composition chimique moyenne entre les roches CA ct la CC avait été mise en évidence
pour la première fois par Taylor (1993). D’où l'idée que le magmatisme orogénique contribuait à la
maintenance du volume de la c.c.

Deux mécanismes peuvent être envisagés:

a) Accrétion latérale:

Les roches CA se mettent en place sur une c.O dans un contexte AI.

La C.O se continentalise et l'on peut observer les étapes intermédiaires CO/CC

Ex. : Antilles

b) Accrétion par le bas:

Dans les MCA, le magmatisme CA s'exprime sous forme de roches plutonique et volcaniques, les premiers
étant généralement plus prépondérantes en volume.

Ces masses importantes vont contribuer à l'augmentation de l'épaisseur de la cc à l'aplomb

Ex. Andes centrales

Au jurassique: la C.C aurait une épaisseur de 30km ;

Actuel: cette épaisseur est de 70km.

Au total, 40km se sont ajoutés en 180Ma soit une injection de 20km3/an dont 2km3 de laves et 18km3 sous
forme de plutons.

Relation croissance crustale et recyclage des croûtes

Le phénomène de subduction océanique conduit à la destruction des roches constituant la c.O ainsi qu'une
partie des sédiments qu'elles portent (50%) de même qu'une partie des plateaux ct des îles océaniques.

Le reste des sédiments, ainsi que les parties sommitales des plateaux et des îles océaniques vont se rallier
au continent par accrétion (prisme d'accrétion) et obduction (lors de la collision).