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Cours dispensé par Christelle Verratti en ST...

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LES POINTS CHAUDS

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Hawaï : OIB (basaltes des îles océaniques, les points chauds se mettent en place sur une lithosphère océanique), c’est le point chaud de référence Réunion : OIB, c’est l’exemple Français, qui a été très étudié Massif central : CFB (continental flood basalt, c’est un point chaud qui se met en place sur une lithosphère continentale), c’est un volcanisme intra plaque mais pas vraiment un point chaud

Un point chaud est une anomalie thermique positive (chaud) en profondeur, la matière se situe au dessous du manteau supérieur, et sa dynamique est relié à des phénomènes de convection du manteau profond. C’est un phénomène indépendant de la tectonique des plaques. Les différents types de magmas actuels : « fenêtres » sur le manteau.

Les OIB : ce sont des laves relativement fluides, et des volcans qui ont des durées de vie très importantes. Hawaï fonctionne depuis environ 75Ma par exemple. Les roches qui se mettent en place au niveau de ces points chauds sont des basaltes donc avec des viscosités très faibles, mais parfois il y aussi des laves très visqueuses à ces endroits.

Origine de ces points chauds : c’est un mécanisme totalement indépendant de la tectonique des plaques, et lié à l’activité du mouvement inférieur. Deux types d’origines : • À l’interface manteau/noyau, au niveau de la couche d’’ à 2900km, où se produisent d’énormes remontées de matières (non liquide). Ce sont donc des transferts de manteau à l’état solide sur la couche d’’ • Gros plumes qui initient des petits panaches et forment des diapyres

Images géophysiques des anomalies de vitesses sismiques dans le manteau à une profondeur donnée. On retrouve un des moteurs possibles de l’accrétion océanique à 100km de profondeur. • À 1000km, la plupart des points chauds du Pacifique et aussi ceux de l’Atlantique sont reliés à des anomalies de vitesse négatives. • À 600 km (manteau supérieur/inférieur, où se situent des changements minéralogique : disparition de l’olivine qui se densifie pour former la pérovskite, ce qui a une influence sur la rhéologie du manteau) on voit également des anomalies au niveau d’Hawaï. • De 2800km à 600km on peut relier les anomalies de vitesse à des points chauds.

On suit le flux mantellique avec des anomalies de vitesse négatives jusqu’à 2800 km (transition manteau/noyau). La vitesse des ondes sismiques qui présentent une anomalie négative permet de montrer qu’il y a soit : • Une masse volumique plus élevée • Un module de cisaillement plus fort Ces deux paramètres sont thermodépendants donc si la température augmente la densité diminue et le modèle de cisaillement diminue, mais moins.

À Hawaï, on voit à 200km de profondeur une anomalie négative assez forte. Le rapport diminue avec une augmentation de la température. C’est une autre preuve que l’origine des points chauds est profondément enracinée.

Imagerie en 3D des flux de matière sous certaines îles (Polynésie, Tahiti, Hawaï…). On voit que des plumes sont situés sous des points chauds, et de plus gros plumes sont sous des endroits où les points chauds sont concentrés. On peut donc relier les points chauds à une activité volcanique.

La fusion partielle se passe toujours en base de lithosphère, à 100km sous Hawaï par exemple. Quand le manteau remonte, il ne perd pas énormément de sa chaleur. Si on décomprime le manteau (décompression adiabatique) il entre en fusion partielle en base de lithosphère. Cela peut faire fondre le manteau, et impacter également le manteau lithosphérique. Avant 100km il ne se passe rien en fusion partielle.

Les points chauds sont considérés comme enracinés très profondément, et indépendants de la tectonique des plaques. S’il arrive au niveau d’une plaque mobile, le point chaud étant fixe il va constituer des chaînes. Ce sont des volcans inactifs car la plaque a bougé et il n’est plus alimenté. Exemple d’Hawaï, où on a encore un volcan actif et les autres éteints.

Lorsqu’on regarde le Pacifique ou l’Atlantique, on voit plusieurs chaînes connues. À l’échelle de la plaque Pacifique, on voit que ces chaînes d’îles subissent environ la même direction. On peut ainsi voir le déplacement des plaques.

Les provinces magmatiques géantes : LIPs On relie des épisodes où commence la fusion partielle à la formation de provinces magmatiques géantes (= trapps ou LIPs, en rouge sur le carte). De temps en temps, on voit des trends, qui sont de petites provinces (= lignes). CAMP est la province magmatique de l’Atlantique central et se répartit au niveau de 3 continents.

Quand le panache remonte à l’état solide dans le manteau profond, il a une forme qui permet de distinguer la tête du panache et la queue (bout lié à l’origine du transfert). Les LIPs correspondent à lorsque la tête du panache arrive au niveau de la lithosphère, et se répartit pour établir un volcanisme de type fissural. La plupart des trapps se forment en moins de 1 million d’années. Puis, ce volcanisme baisse en intensité et il se forme des petites îles de type Hawaï.

Les LIPs : plusieurs types Les violets se mettent en place sur les lithosphères océaniques (sous marins), les rouges sur un continent. • Trapps de Sibérie : on ne voit pas la trace de la queue, la plaque n’a pas beaucoup bougé • Trend des Caraïbes : on voit qu’elle s’est déplacée, et vient de l’action du point chaud qui est sous les Galapagos

Les LIPs sont l’expression de l’arrivée des points chauds. Ce volcanisme de LIPs se fait sur des étendues de l’ordre de plusieurs millions de km². Ce ne sont pas des volcans, mais ce sont des coulées car le volcanisme est de type fissural.

Dans le paysage, ces premières manifestations de points chauds sont des coulées empilées sur plusieurs kilomètres de hauteur.

Ce magma appartient à la série alcaline.

Dans la série alcaline, on retrouve surtout les termes les plus différenciés (trachytes) au niveau d’Hawaï.

Ce manteau profond, quand il arrive en base de lithosphère est enrichi en éléments incompatibles, cela peut provenir d’un manteau profond qui est primitif.

Si on compare le spectre des MORB à celui des OIB, on voit que les OIB sont beaucoup plus enrichis en incompatibles que les MORB, qui proviennent donc probablement d’un manteau qui n’a pas perdu ses incompatibles, donc d’un manteau qui n’est pas appauvri.

Certains OIB très enrichis en incompatibles indiquent que le manteau inférieur n’est pas que chondritique, car il a pu s’enrichir par la subduction (de part les lithosphères océaniques qui portent des sédiments). La subduction peut descendre jusqu’à 2900km. Ce contact enrichi le manteau primitif.

Sur la source des points chauds, on a identifié 4 manteau différents : • 3 manteaux enrichis (EM1 = enrich mantle 1, EM2 et HIMU = high μ) • 1 manteau primitif

Diagramme des isotopes radiogéniques :

Les éléments des Marquises par exemple sont très hétérogènes ce qui laisse présumer une source très hétérogène. Certains sont primitifs, certains sont différenciés, certains vont vers le manteau appauvri.

Origine : • Recyclage de croûte continentale • Recyclage de lithosphère océanique

Il s’agit bien d’une contamination du manteau par la croûte supérieure.

L’origine des points chauds est le manteau en bleu sur le schéma :

Volcanisme d’Hawaï

Hawaï est un point chaud actif qui à son extrémité localise le volcan d’Hawaï. Une ligne d’archipels s’est fait au fur et à mesure du déplacement de la plaque. Le plus vieux volcan a environ 80Ma.

Le volcanisme a eu deux épisodes : •

Déplacement Nord entre 45 et 75 Ma

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Déplacement Nord Ouest entre 45 et 0 Ma

Afin de mesurer la vitesse de déplacement de la plaque, il faut vérifier que celle-ci ait été constante.

Le volcan d’Hawaï a une grosse partie immergée, c’est un relief avec un dénivelé assez considérable entre la plaine abyssale et le sommet (on passe de -5000 à 4000m d’altitude). On parle de volcan bouclier, très étendu avec un relief très important, c’est caractéristique des volcans de points chauds océaniques (environ 9km de relief).

Dans le paysage, ce type de volcan bouclier est très étendu avec une pente faible.

Vue du sommet du volcan du Kilauea où s’est formée une Caldeira : on voit un cratère circulaire, avec des roches sombres (basaltes) à l’intérieur et de la fumée qui correspond probablement à des fumerolles (gaz : eau et CO2 sur les points chauds ++, donc ici on voit de la vapeur d’eau). Les caldeiras sont typiques de ces volcans.

Sur une carte géologique au niveau de la Caldeira du Kilauea, on voit les coulées qui sont canalisées par des reliefs, des failles normales dont certaines sont circulaires. Le cratère est rempli par une couche. Les volcans boucliers emboîtent les caldeiras les unes dans les autres. Les magmas remontent via les failles normales.

Lave pahoehoe : peut être vue sur le terrain au niveau d’Hawaï. La lave est cordée, pas très visqueuse car coule, il n’y a pas de gaz impliqué dans l’avancée de la lave. En effet, elle s’est dégazée car est fluide.

Lave aa : ce sont des coulées de basalte à Hawaï, où des bouts de magma déjà refroidis sont mêlés à de la lave.

Laves pahoehoe et de type aa côtes à côtes. Le taux de refroidissement change, peut être lié à la pente, à la quantité de lave qui arrive et à la température atmosphérique.

Une fois que c’est refroidis, cela forme des laves cordées.

Un autre type de formation se forme au cours de ces coulées :

Ce sont de très fines baguettes de silice (donc de verre), qui se forment grâce au fait que la lave soit très fluide, s’il y a un peu de vent les gouttelettes de basalte vont cristalliser selon celui-ci. Ces formations sont appelées cheveux de pelé.

Au niveau de la géochimie, on trouve des basaltes de la série alcaline.

Diagramme de toutes les laves d’Hawaï (6500 mesurées) où le pourcentage d’éléments majeurs a été mesuré. Nom international : basalte → trachyandésite → trachyte USA: Basalte alcalin → Hawaïte → Mucéarite → Trachyte Massif Central : Basalte → ... → Sancyite → Domite À la Réunion, les basaltes sont appelés océanites.

Les manteaux MORB sont appauvris en éléments incompatibles.

Hawaï n’est pas très influencé par l’EM1 ni l’EMII, mais va vers le manteau chondritique supérieur. Il peut donc provenir de la fusion partielle du manteau chondritique contaminé par le manteau supérieur.

Modélisation de remontée du panache :

Une dynamique de point chaud s’initie à 2800km pour Hawaï. Au moment où le panache traverse la limite à 670km (manteau supérieur), le panache peut avoir des mélanges de ce manteau supérieur avec le manteau inférieur. À l’arrivée dans la lithosphère océanique, il y a formation de plateaux volcaniques puis alignement des anciens volcans, qui perdure depuis 80Ma à Hawaï.

Le point chaud d’Hawaï s’initie à un peu plus de 2800km. Il s’initie à partir d’une anomalie se trouvant sous le Pacifique.

Île de la Réunion Dans l’océan Indien, c’est une île tropicale, pas de barrière corallienne donc des requins. Il a la plus forte activité au monde en terme de volume émis. Elle héberge un volcan actif, le piton de la fournaise, et un volcan « inactif », le piton des neiges. Carte bathymétrique de l’océan Indien L’île de la Réunion se trouve à l’extrémité d’un trend, sur la plaque Africaine qui avoisine la plaque Indo-Australienne, séparées par la dorsale Indienne, et avoisine également celle Antarctique. Entre les 3 plaques se trouve un point triple de type RRR entre trois dorsales.

Même carte avec des indices d’âge en millions d’années. Au niveau de l’Inde, on est en pleine collision avec l’Asie. Les trapps du Décan se sont formés il y a 65Ma lors de la collision entre l’Inde et l’Asie.

On met en liaison les points chauds actuels avec les trapps. La ligne volcanique est liée à l’empreinte du point chaud.

Paysage de Trapps du Décan en Inde : on voit des strates qui correspondent à des empilements de coulées, suivant une érosion différentielle.

À la Réunion, on est à plus de 1000m d’altitude, on a un dénivelé de 6000m. La Réunion est sur une portion délimitée par deux zones de failles, qui dont des failles transformantes. Un peu plus au Nord Est se trouve l’île Maurice, qui suit la trace du point chaud. Carte bathymétrique de l’île de la Réunion (plus rouge plus haut, plus vert plus bas) : On voit un relief vers le Sud-Est de l’île, au niveau du Piton de la fournaise qui forme une caldeira. Au centre, on voit le mont Piton des neiges entouré de cirques, qui sont des creux, où se trouvent des rivières. Le volcan s’est érodé, avec un flux terrigène qui se dirige vers la mer.

Dans ces dépressions, on passe de 2500m d’altitude à 1000m d’altitude. Sur le piton de la fournaise, les dépressions ne sont pas fortes contrairement au Piton des neiges.

Cirque de Mafate : on voit les hauts reliefs à 2500m et les dépressions.

Cirque de Cilaos : on voit un dénivelé supérieur à 1km

Cirque de Salazie :

Carte bathymétrique autour de l’île de la Réunion : au pied des Pitons, à la sortie des cirques. Dans les cirques on voit des avalanches d’origine gravitaire, qui proviennent du démantèlement des flancs de volcans et sont donc des avalanches de débris, appelées avalanches gravitaires.

Des méga-blocs peuvent se dérocher lors de ces avalanches gravitaires.

À l’échelle du Piton des neiges ont été identifiées ces avalanches de débris. Les cirques proviennent du démantèlement des volcans.

Ces avalanches de débris sont généralisés sur la totalité de l’île. On date les arbres au carbone 14 pour dater ces coulées.

Glissement des flancs des volcans, qui s’ils arrivent en mer peuvent provoquer des vagues énormes.

Mécanismes déclencheurs : •

Altération hydrothermale, où des fluides peuvent circuler et participer à l’altération du volcan

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La pluie y participe également car s’infiltre dans le terrain

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Il y a aussi des irrégularités lithologiques à l’intérieur du volcan

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Géologie globale du volcan (substratum plat ou non par exemple…)

Simulation des risques de tsunami : au bout de 7 min la vague aura atteint l’île Maurice. On regarde la géologie donc l’âge des roches. Au centre, il y a des roches plus jeune qu’autour.

Âge des formations de l’île de la Réunion : le Piton de la fournaise a commencé il y a 50 000 ans, tandis que le Piton des neiges a commencé il y a 2Ma jusqu’à 50 000ans. Le piton des neiges produit des trachytes et des Hawaïtes, tandis que le piton de la fournaise ne fait que des basaltes. Le piton des neiges avait fait des éruptions très explosives (de type péléen) tandis que le piton de la fournaise avait un dynamisme effusif (Hawaïen).

Les caldeiras sont typiques d’un volcanisme de point chaud. La couleur un peu jaune vient des latérites. Courbe du volume de lave émis au niveau du volcan du piton de la fournaise. Jusqu’à 10 millions de m³ par an sont émis.

Éruptions du mois d’avril 2007 : juste avant l’explosion tout s’est effondré dans la caldeira qui s’est très approfondie. Après l’éruption, normalement les laves arrivent et remplissent le cratère, mais ici elles sont sorties par les flancs et s’y sont épanchées. Après plusieurs jours, la caldeira s’est même élargie.

Formations liées à l’activité du piton de la fournaise : On voit des laves cordées ou pahoehoe.

Éruption de type aa : provoquent des feux de forêt.

L’autre risque associé à ces coulées, c’est que les cheveux de pelés s’envolent et se mettent sur les étendues de pâturage et sont parfois ingérées par les animaux.

Explosion phréatomagmatique :

Pétrologie de la Réunion : série alcaline

Les roches emblématiques de cette série sont : •

Les basaltes alcalins, dont les minéraux sont : ➢ Olivine : proviennent de l’abrasion du manteau lithosphérique, ce ne sont pas des minéraux volcaniques mais des xénolythes de manteau lithosphérique ➢ Pyroxène ➢ Plagioclase

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Trachyandésite ➢ Plagioclase ➢ Petites sanidines ➢ Petites biotites ➢ Pyroxènes

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Trachyte ou phonolite : minéraux potassiques ➢ Feldspaths potassiques (Sanidine) ➢ Biotites

Sur la photo, on voit un basalte avec de gros cristaux d’olivine. Trachybasalte en lame : la sanidine polarise dans le 1er ordre, ici on est entre le 2e Set le 3e donc ce minéral pourrait être un clinopyroxène. On voit des clivages qui ne sont pas à 90° donc ce ne sont pas des clinopyroxènes. Cela pourrait être une amphibole, dont les plans de clivage sont de 60 à 120° (ici environ 60°).

Trachyandésite = mugéarite : On voit une macle de Karlsbad, ce sont deux minéraux qui ont poussé ensemble, et qui casseront préférentiellement au niveau de la macle. C’est un feldspath potassique, qui polarise dans le premier ordre, une sanidine, qui est un minéral de la série alcaline.

Trachyte : on voit une sanidine avec la macle de Karlsbad. Les autres minéraux ont une orientation préférentielle, due à la fluidité volcanique et donc à la viscosité forte qui oriente les minéraux.

Modèle des vitesses sismiques sous l’île de la Réunion : •

Sismique

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Gravimétrique

Les vitesses déduites de la sismicité active sont représentées sur le document. Les anomalies de vitesses positives montrent des roches plus denses.

Carte gravimétrique des anomalies gravimétriques de la Réunion, où on voit que par rapport à une anomalie de 10,7 sont représentées en rouge les positives, en bleu les négatives. Sous le Piton de la fournaise et le piton des neiges, on a une anomalie positive, ce qui correspond à •

Un excès de masse dense

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Un déficit de masse moins dense

Roches intrusives à l’affleurement sur les pentes de la caldeira du piton des neiges. On voit un gabbro très foncé, très magnésien. Elle augmente les vitesses sismiques, et est apparue à l’affleurement suite à l’érosion. Cette roche est très riche en pyroxène, c’est les cumulats de la cristallisation fractionnée.

Il y a des roches plus denses que la normale au pied du volcan.

Surveillance de l’activité volcanique : •

Il y a une microsismicité (non ressentie par la population) liée au fait que le magma s’insère dans les fractures de la roche

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Géométrie ➢ Pentes ➢ Hauteur de la caldeiras

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Géochimie des gaz

L’éruption sur ce document a eu lieu en mars 1998, et on y voit la remontée du magma suivant les points. 1/4 d’heure avant l’éruption, on sait que le magma était sous la Soufrière et allait arriver à la surface. Localisation et migration de la sismicité :

La géométrie peut être contrôlée en regardant directement sur le terrain ou par satellite. Grâce au satellite, on voit les mouvements du volcan.

Sur le terrain, pour mesurer directement on pose des inclonomètres sur le volcan qui vont mesurer la pente, souvent de manière continue. Ils sont aussi posés sur les endroits susceptibles de bouger. On peut également mesurer la vitesse du cratère au laser pour voir s’il s’élargit ou s’affaisse.

Chaque volcan actif Français a son observatoire. Carte alea : obligatoire dans chaque commune, qui correspond aux plans de protection. Les mouvements de terrain de grande ampleur et liés à des mouvements gravitaires classiques de glissements de terrain sont aussi surveillées. Synthèse de risques : chaque commune a donc le moyen de venir en aide pour palier aux aléas....