Photo au microscope en LPA : on voit le réseau maillé caractéristique de la serpentinisation à basses pressions = océanisation représentée par la lizardite, elle même traversée par de petites veines d’antigorite, celle-ci apparaissant au début de la subduction.
Rôle des serpentines dans le recyclage pendant la subduction. L’étude des serpentines alpines permet d’étudier le transfert d’éléments ainsi que la circulation des fluides pendant la subduction jusqu’à 100-150 km de profondeur. Pendant l’altération océanique, elles piègent des éléments mobiles tels que (B, Li, As, Sb, Rb, Ba, Cs, Sr, U et Pb) qui permettent de suivre le mouvement de fluide. Le massif de Lanzo est représentatif d’une lithosphère océanique éclogitisée qui a subit différents stades de serpentinisation et de-serpentinisation en contexte de subduction. Les résultats de l’étude du Lanzo montrent que les serpentines ont évolué en système fermé car elles ne montrent pas de variation importante en éléments traces mobiles (Debret et al., 2013).
Il a aussi été montré que le stock en halogènes (F et Cl) ainsi qu’en S des serpentines est perdu lors de la transition lizardite->antigorite, alors que ce n’est pas l’évènement de déshydratation majeur (Debret et al., 2014b). Par ailleurs, l’observation des échantillons naturels montre que la déshydratation de l’antigorite est un processus qui engendre des fugacités d’oxygène très élevées, se situant sur le tampon hématite-magnétite (Debret et al., 2015). Ceci a des implications sur le potentiel redox du fluide libéré dans le coin mantellique et responsable de la formation des magmas d’arc.
Stabilité des phases hydratées en zone de subduction. Les mesures de conductivité électrique ont été implémentées sur la presse multi-enclumes. Les premiers résultats sur la déshydratation de la lawsonite permettent d’expliquer pour la première fois les conductivités électriques extrêmement élevées observées dans certains slabs sans avoir besoin d’invoquer des fluides salins concentrés (Manthilake et al., 2015).
Figure : Profil de conductivité électrique en fonction de la profondeur pour les zones de subduction au NE du Japon et le Nord et le Centre du Chili. La zone en rose correspond à la valeur de la conductivité électrique du fluide issu de la déshydratation de la lawsonite. L’encadré montre le diagramme de pression et température de la lawsonite d’après [Okamoto and Maruyama, 1999] et les courbes en noir, vert et rouge représentent le géotherme de Tohoku, ainsi que du Nord et du Centre du Chili, d’après [Syracuse et al., 2010]. La déshydratation de la lawsonite est marquée par une étoile jaune là où le géotherme intersepte la courbe de stabilité. D’après Manthilake et al. (2015).
Stockage de l’eau dans le manteau. Alors que la source des MORBs contient autour de 100 ppm poids d’eau, les minéraux du manteau peuvent contenir de plus en plus d’eau à mesure que la profondeur augmente. Nous avons ainsi montré que la capacité de stockage en eau du manteau peut atteindre ~800 ppm poids de H2O vers 350 km de profondeur, valeur en accord avec la teneur mesurée dans la source des OIB (Férot et Bolfan-Casanova, 2012).
Figure: Capacité de stockage de l’eau dans le manteau terrestre. La comparaison entre les données expérimentales de solubilité de l’eau dans les NAMs et la sismologie suggère que la Zone à Faible Vitesse située à 350 km de profondeur correspond à la fusion d’un manteau contenant 700-1000 ppm poids de H2O. D’après Férot and Bolfan-Casanova (2012).
Comportement des halogènes en zone de subduction. Le but est de comprendre comment se partagent les halogènes pendant la déshydratation et la fusion du coin mantéllique. Nous avons démontré la faible mobilité du F par rapport au Cl lors de la déshydratation du slab. Différentes approches du partage des halogènes (fluide/minéraux et minéraux/liquide silicaté) ont été abordées (Dalou et al., 2012, 2014 ; Wu and Koga, 2013). En effet, un coefficient de partage du F très bas (0.1) entre le fluide et l’amphibole implique que pour fractionner le Cl et le F (tel qu’observé dans les inclusions vitreuses des magmas d’arc, Le Voyer et al., 2010) il faudrait fondre le slab. Les paramètres contrôlant le partage du Cl entre la péridotite et le liquide silicaté ont aussi été établis.
Figure: Variation du coefficient de partage du chlore entre pyroxènes et liquide en fonction de la composition (teneur en jadéite de l’orthopyroxène et teneur en Ca-Tschermack dans le clinopyroxène). D’après Dalou et al. (2012).
Le carbone dans le manteau. En ce qui concerne les relations de fusion silicates-carbone, l’étude approfondie de la littérature suggère l’existence d’une crête thermique dans le système éclogite+CO2 qui expliquerait les divergences entre les groupes d’expérimentateurs (Hammouda & Keshav, 2015). Par ailleurs, nos expériences au synchrotron montrent qu’un géotherme perturbé (chaud) peut conduire à l’éruption de carbonatites calciques, avec un dégazage limité (Hammouda et al., 2014). Concernant le cycle du carbone, la modélisation géochimique du recyclage par les isotopes radiogéniques (Sr, Nd, Pb, Ce) permet de conclure que, dans le cas des carbonatites océaniques (Cap Vert, Canaries), le carbone est d’origine recyclée et non primordiale (Doucelance et al., 2010 ; 2014).
Figure: Effet de la composition et la spéciation du fluide sur le solidus de la péridotite. D’après Hammouda et Keshav (2015).
Mise à jour : Sylvie Demouchy
