Le magmatisme
C'est l'ensemble des phénomènes liés à la
formation et aux déplacements des magmas.
On appelle magma un
liquide silicaté à haute température (>600°C) contenant des gaz dissous
qui donne par refroidissement une roche magmatique.
Un silicate (SiO4) étant un minéral dont le motif élémentaire
est un tétraèdre formé d'atomes de silicium et d'oxygène auxquels peuvent
s'ajouter des atomes d'aluminium sous forme d'alumine (Al2O3)
et des atomes de fer et de magnésium.
1. Magmatisme intra-plaques ou d'anatexie crustale
Au cours de
l'orogénèse consécutive à la rencontre de deux plaques continentales,
l'épaississement crustal s'accompagne de la fusion partielle ou anatexie
de la croûte donnant un magma de composition granitique, on parle de
magmatisme d'anatexie crustale.
Fig.1. Courbe Pression/Température pour une roche de composition granitique
(D'après
H. Winkler modifié).
(2). solidus d'un granite sec à biotite
(3). liquidus 4% eau
(5). solidus du système quartz+albite+orthose à sec et sans la présence de minéraux contenant des radicaux OH.
Pour un matériau donné (minéral, roche ou
métal) qui subit une fusion ou une cristallisation, le solidus est la
courbe qui sépare deux domaines, le domaine où il est solide du domaine où
il y a un mélange de solide et de liquide.
Le liquidus sépare le domaine où il y a un mélande solide+liquide, du
domaine où le matériau est en totalité liquide
Les expériences réalisées au laboratoire sur des
roches de composition granitique en présence d'eau (car des roches
sédimentaires soumises à une fusion partielle fournissent un liquide de
composition granitique : quartz+albite+orthose) montrent que:
- soumises par exemple
à des pressions de 0,4 GPa, elles subissent un début de fusion vers
650°C (Point A sur la courbe (1) du solidus) correspondant à une
profondeur de 15 Km, pour donner des magmas de composition migmatitique
(cf. ci-dessous).
-alors que pour un
granite à biotite sec (point B sur la courbe (2)) il faut atteindre une
température de 740°C,
-et qu'il faut une
température de 930°C (Point C sur la courbe (5) du solidus) pour un
granite sec sans la présence de minéraux à radicaux oxydriles OH.
Quel est le devenir des magmas d'anatexie crustale?
Fig.2. Possibilité de
migration d'un magma granitique dans la Croûte terrestre
Un magma granitique d'anatexie crustale (A) rencontre très rapidement les
conditions de solidification en (B) sur la courbe du solidus en prèsence
d'eau et forme donc un massif de migmatites ou d'anatexites en profondeur.
Les migmatites (du grec migma=mélange) sont des roches de mélange
formées d'une trame métamorphique comme par exemple un gneiss et d'un néosome
issu de la partie fondue de la roche initiale; le néosome lui-même
comprend une partie claire ou leucosome (quartz+feldspath) et
d'une partie sombre ou mélanosome (mica noir).
Les migmatites pouvent donner des massifs granitiques à bords diffus
(Argentera-Mercantour).
S'il y a une surchauffe (C) dans un contexte
tectonique de collision, sa migration peut se poursuivre vers la surface
et donner naissance à un massif granitique à bords circonscrits ou pluton,
en (D), intrusif dans les roches qu'il traverse. C'est le cas du Granite
de Plan-de-la-Tour dans les Maures.
Pour donner des roches
extrusives (épanchements de rhyolites en surface en (F)), le magma (E)
issu de la fusion d'une croûte continentale anhydre (solidus 2) doit
être très chaud donc d'origine infra-crustale (cf. Fig.15).
2. Magmatisme d'origine infra-crustale
La fusion partielle ou anatexie peut se produire
dans les matériaux du manteau supérieur dont la nature a été connue à
la suite de données fournies par la géophysique et l'étude d'écailles
ramenées en surface lors de la tectogénèse. Le manteau supérieur est
constitué de péridotites, roches
magmatiques riches en péridots (d'où leur nom) qui sont des silicates
riches en ferro-magnésiens comme l'olivine, auxquels s'ajoutent des
pyroxènes, des plagioclases, des spinelles ou des grenats.
2.1. Au niveau des dorsales médio-océaniques ou rides.
Ce sont des "marges
actives" au niveau desquelles se manifestent
-une activité magmatique intense notamment
un volcanisme avec émission de basaltes "en coussins" ou pillow lavas et
des émissions hydrothermales "les fumeurs noirs".
-la formation de croûte océanique,
-une activité tectonique caractéristique,
conséquence de mouvements d'extension intra-plaque de la lithosphère, avec
la formation d'un bourrelet lithosphérique, un amincissement crustal, la
formation de failles normales et de failles transformantes dans les zones
de coulissage qui décalent l'axe de la dorsale, des remontées magmatiques
et des séismes peu profonds.
Fig.3. "Pillow-lavas"
Fig.4. "Fumeur noir"
(CNRS) |
|
2.1.1. Création de la lithosphère
océanique.
On peut distinguer plusieurs stades:
- un bombement lithosphérique dû à une remontée du manteau avec effusion
de basaltes alcalins, dès le début de la divergence des plaques
lithosphériques, puis
-un amincissement crustal entrainant, suite aux mouvements de
divergence, la formation de failles normales, d'un fossé d'effondrement
cental avec sa large vallée centrale ou rift (10 à 20 km de large limité
par des versants abrupts dans le cas des "dorsales lentes" type "Ride
médio-atlantique") ou sans rift avec une zone déprimée centrale (5 à 15
Km de large dans le cas des "dorsales rapides" type "Ride
Est-Pacifique"). Un volcanisme actif accompagne ces phénomènes.
-une formation de croûte océanique par
la remontée de roches basaltiques qui s'ajoutent de
part et d'autre de la zone axiale, au plancher
océanique existant : c'est le phénomène d'accrétion. Ainsi le
plancher du jeune océan s'élargit, on parle d'expansion du fond océanique.
2.1.2. Origine des magmas.
Dans les chaînes de
montagnes plissées on retrouve des lambeaux de lithosphère océanique
constitués d'une séquence (séquence ophiolitique)
de roches caractéristiques ou ophiolites
avec à la base des péridotites (cf. Fig.10). Ces basaltes tholéiitiques
(tholéiitiques MORB= Mid Ocean Ridge Basalt) proviendraient des
péridotites du manteau au niveau de la LVZ (Low Velocity Zone) à la
limite de la lithosphère et de l'asthénosphère à environ 80 Km de
profondeur à l'aplomb de la dorsale à Basses Pressions <20 Kbar.
Fig.5. Courbe Pression/Température pour une
péridotite
Le géotherme de la dorsale recoupe (courbe rouge) le solidus (courbe
verte) des péridotites sèches dès 20 Km de profondeur, la fusion partielle
des péridotites est donc possible; la zone où la péridotite entre en
fusion (pointillés rouges) se situe entre le solidus sec (courbe verte) et
le géotherme de la dorsale (courbe rouge).
Si nous prenons une péridotite représentée par le point
A. Comment peut-elle évoluer en fonction de P et T?
3 possibilités:
-augmentation de T qui provoquera un début de fusion en B,
-baisse de la P à température constante qui provoquera un début de fusion
en C
-apport de fluides (H2O) qui permettra un début de fusion des
péridotites hydratées en D.
Dans le cas d'une dorsale c'est la deuxième possibilité qui s'exprime, en
effet la formation du magma provient de la décompression adiabatique c'est
à dire à pression constante des péridotites du manteau asthénosphérique
(roches ultramafiques riches en ferro-manésiens, pyroxène et olivine et
pauvres en silice), entre 80 et 100 Km de profondeur, qui remontent vers
la surface à la vitesse de 1 cm/an dans le cas d'une dorsale type
Pacjfique.
Conclusion:la fusion partielle
d'une péridotite (30%) fournit un magma andésitique en présence d'eau et
basaltique en son absence, qui migre dans une chambre magmatique et une
péridotite résiduelle.
Péridotite------->Péridotite résiduelle +
liquide basaltique
2.1.3 . Evolution du magma
2.1.3.1. Cristallisation
fractionnée.
Bowen (1928) a montré qu'au cours du refroidissement d'un
bain initial, la cristallisation des minéraux se fait dans un ordre
défini, fonction de la nature du magma, des conditions de P et T et des
gaz dissous.
Deux lignées évoluent parallèlement, la lignée des
ferro-magnésiens (Fe, Mg), a droite sur le schéma ci-dessous et la
lignée des alcalins (Na, K, Ca) à gauche.
La série réactionnelle des ferro-magnésiens est discontinue car on ne
peut passer diretement d'un minéral à un autre alors que la série des
alcalins est continue.
Fig.7. Séries
réactionnelles de Bowen : série continue des plagioclases et série
discontinue des ferro-magnésiens
(ils cristallisent en même temps
Les minéraux ultramafiques: très riches en Mg et
Fe, très pauvres en Si (minéraux ultrabasiques) comme l'olivine des
péridotites du manteau et les minéraux mafiques (de magnesium et fer):
riches en Mg et Fe, pauvres en Si (minéraux basiques) comme les
pyroxènes cristallisent dans l'ordre olivine, pyroxènes
Ainsi par
refroidissement un magma pauvre en silice donnera ----> Cristaux
d'olivine + liquide résiduel qui à son tour donnera---> des cristaux
de pyroxène.
Si ces pyroxènes sont
en contact avec un magma riche en quartz et en Na, K, Ca, ils
donneront---> des cristaux d'amphiboles et par un processus semblable
les derniers ferro-magnésiens formés seront des biotites.
Dans
la série des plagioclases on passe de l'anorthite calcique (basique) à
l'albite sodique (alcaline) par une série de minéraux dont la
composition chimique évolue d'une manière continue et qui ont même
structure. Les minéraux felsiques (de feldspath et silice) sont riches
en Si, Al, O, Na, K (minéraux acides) comme le quartz, la muscovite, les
feldspath potassiques (orthose).
Conclusion : les minéraux les
plus basiques, riches en Fe, Mg et/ou Ca cristallisent en premier vers
1 100°C alors que les alcalins (Na, K) cristallisent en dernier vers
900°.
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Nom des minéraux
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% NaAlSi3O8
Albite
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% CaAl2Si2O8
Anorthite
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Albite
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100-90
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0-10
|
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Oligoclase
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90-70
|
10-30
|
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Andésine
|
70-50
|
30-50
|
|
Labrador
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50-30
|
50-70
|
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Bytownite
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30-10
|
70-90
|
|
Anorthite
|
10-0
|
90-100
|
Fig.8. Série continue des plagioclases
2.1.3.2.
La différenciation magmatique.
Pour les minéraux
ferro-magnésiens, par refroidissement les cristaux apparaissent dans
l'ordre suivant : olivine, pyroxène, amphibole, biotite, puis sédimentent
sur la base de la chambre magmatique et ne font plus d'échanges avec le
liquide résiduel. Ce dernier s'appauvrit donc en éléments qui sont
entrés dans la composition des minéraux cristallisés et s'est enrichi de
manière relative en éléments non cristallisés.
Ainsi prenons le
mélange liquide suivant : 5 parties SiO2 + 5 parties MgO soit
50 % SiO2 et 50% MgO
si on retire 1 partie MgO, le liquide résiduel contiendra 5 parties SiO2
+ 4 parties MgO donc le pourcentage MgO est plus faible et
corrélativement le pourcentage SiO2 est plus élevé.
La composition du
liquide résiduel a évolué, c'est ce qui se passe lors du refroidissement
du magma basaltique tholéiitique issu de la fusion des péridotites
anhydres du manteau supérieur :
magma basaltique tholéiitique---> cristaux hornblende-biotite + liquide résiduel = andésites (Islandites)
Labrador-bytownite (Plagioclases Na Ca) + augite-hyperstène
(pyroxènes)+SiO2---> oligoclase-andésine
(Plagioclases Na Ca) + augite-hyperstène (pyroxènes) + biotitestrong>
Conclusion
: le liquide résiduel dans la chambre magmatique sera alors appauvri
en éléments basiques (Fe, Mg, et/ou Ca) et relativement enrichi en
silice et alcalins; le magma restant en cours de différenciation aura
donc une composition différente du magma d'origine.
Fig.9.
Cristallisation fractionnée.
En supposant le passage du magma andésitique dans une autre chambre magmatique
secondaire, voire tertiaire le même phénomène conduira à la
cristallisation de plagioclases, amphibole, biotite, quartz, feldspath
potassique, muscovite et à la formation en surface de dacite et de
rhyolite.
Si les magmas n'atteignent pas la surface, ils cristallisent pour donner
des roches magmatiques intrusives grenues entièrement cristallines
(gabbros, diorites, granites) dont le refroidissement plus lent a permis
la formation de phénocristaux et pas de microlites ou de verre.
Les forces d'extension
provoquent la formation de fractures dites fractures de tension dans
lesquelles cristallisent les gabbros donnant naissance au complexe
filonien des ophiolites.
Fig.10.
Evolution des magmas
2.1.4. Principales séries magmatiques.
La série magmatique est un ensemble de roches issues
du même magma parental. Si on on place sur un diagramme alcalins-silice
les compositions chimiques des roches magmatiques, elles se placent sur
des courbes distinctes correspondant à plusieurs séries:
-la
série tholéiitique : riche en silice libre sous
forme de quartz, sans olivine (elle est incompatible avec le quartz)
(45%<silice<75%), pauvre en K2O et Na20 et
sans feldspathoïdes. Les roches issues vont des basaltes tholéiitiques
(issus de péridotite anhydre à pressions faibles), aux andésites et
dacites (issues de péridotites en présence d'eau). Cette série se
rencontre dans la croûte océanique, les rides ou dorsales
médio-océaniques, les rifts, dans les complexes
ophiolitiques, les "trapps" ou vieux boucliers basaltiques du Brésil ou
d'Inde (empilements de coulées volcaniques) ou les volcans d'Hawaii.
Les gabbros sont les équivalents intrusifs et les dolérites les
équivalents filoniens.
-la série alcaline : les taux de Na2O et
K2O sont plus élevés que dans la série précédente. Les roches
qui en sont issues vont des basaltes alumineux, trachytes, andésites,
dacites et rhyolites; on les recontre dans le volcanisme continental
(Chaîne des Puys), le volcanisme d'arcs insulaires, ou dans les "marges
actives" ou zones de subduction.
Ces roches sont issues de la fusion de roches
sédimentaires (argiles, grès, grauwackes) ou de roches métamorphiques
(amphibolies, éclogites) de la plaque qui suducte.
-la série hyperalcaline:
très riche en minéraux alcalins. Les roches rencontrées vont des
basaltes alcalins, aux téphrites (Vésuve) et aux phonolites (Grand
Rift africain) dans les zones de divergence des plaques
tectoniques. Dans les basaltes alcalins on rencontre des
péridotites qui témoignent de leur origine.
2.1.5.
Les roches magmatiques ou ignées.
Classification
d'après la granulométrie ou la texture.
On distingue :
- des roches grenues: dont,les cristaux visibles à l'œil nu sont apparus à la suite d'un refroidissement lent. Ex: Roches plutoniques comme les granites.
- des roches microlitiques : contenant de gros
cristaux et dont les cristaux visibles au microscope sont apparus
mêlés à un verre amorphe à la suite d'un refroidissement rapide .
Ex: Roches volcaniques. Ex: basaltes.
- des roches microgrenues : dont les cristaux de
petite taille sont apparus à la suite d'un refroidissement assez
rapide. Ex : roches magmatiques filoniennes.
Ex: dolérites.
On la détermine le mode (proportions des
minéraux essentiels) à l'aide d'un microscope polarisant et d'un compteur
de points. On la représente à l'aide de deux diagrammes triangulaires.
Les sommets représentent :
°le Quartz,les Feldspaths alcalins (silicates d'alumine potassiques)
°les Feldspaths calco-sodiques ou Plagioclases qui forment une série
continue qui va de l'Albite (NaAlSi3O8) à
l'Anorthite (CaAl2Si2O8) . (Cf. Tableau
ci-dessus).
°les Feldspathoïdes
Sur le schéma ci-dessus, les roches putoniques sont en noir, les roches
volcaniques en bleu.
Fig.12.
Classification chimique des roches volcaniques
Classification d'après la teneur en silice SiO2:
Quand il est impossible de déterminer la
composition modale d'une roche, on détermine sa teneur en silice et en
feldspaths alcalins.
Roches acides :
SiO2>65%
Roches intermédiaires :
52<SiO2<65%
Roches basiques :
45<SiO2<52%
Roches ultra-basiques :
35<SiO2<45%
-Saturation en silice SiO2:
Roches sursaturées : contenant du quartz
Roches saturées : sans quartz et sans feldspathoïdes, à
olivine et pyroxènes.
Roches sous-saturées : à feldspathoïdes et/ou olivine
sans quartz
-Teneur en Feldspaths:
Roches alcalines: Na+K nettement>Ca (Feldspaths
alcalins dominants)
Roches calco-alcalines: Na+K=Ca (Feldspaths
alcalins+plagioclases)
Roches calco-sodiques ou calciques: Na+K<Ca
(plagioclases dominants).
Classification d'après la teneur en alumine Al2O3.
Roches hyper-alumineuses
Al2O3>CaO+Na2O+K2O
avec muscovite, corindon, topaze
Roches méta-alumineuses
Al2O3<CaO+Na2O+K2O
Roches
hypo-alumineuses ou hyperalcalines : saturées en alcalins
Na2O+K2O, sous saturées en Al2O3 avec
clinopyroxènes
Fig.13.
Composition chimique et minéralogique des roches magmatiques.
(D'après http://www2.ulaval.ca,
modifié).
Classification d'après la couleur de la
roche.
°Minéraux
clairs : quartz, feldspaths,
feldspathoïdes
°Minéraux sombres : olivine, pyroxènes, amphiboles, .
Roches
feldsiques (feldspath+silice)
de couleur claire. Ex: granites, diorites, andésites..
Roches mafiques (magnésium+fer) avec un fort pourcentage d'olivine, pyroxènes, amphiboles, biotite. Ex : gabbros, basaltes
Roches ultramafiques contiennent uniquement des
minéraux mafiques. Ex : péridotites, pyroxèniques.
2.
2. Magmatisme au niveau des zones de subduction.
A l'aplomb des zones de subduction-collision (Japon, Andes, Java...) la plaque lithosphèrique océanique dense et
froide s'enfonce sous une autre plaque lithosphérique continentale
ou océanique moins dense, dans le manteau lithosphérique plus chaud.
On rencontre deux types de
manifestation magmatique: un volcanisme explosif de surface
(andésitique ou rhyolitique témoin
de l'apparition d'un magma en profondeur) et
un magmatisme de profondeur à granodiorite ou granite :
(1).
le volcanisme explosif avec
émission de laves à viscosité élevée (forte teneur en silice)
contenant des gaz dissous et riches en minéraux hydroxylés (amphibole,
biotite) est à l'origine des arcs insulaires :
°volcanisme andésitique dans le cas de subduction
d'une lithosphère océanique sous une autre lithosphère océanique et
°volcanisme rhyolitique dans le cas d'une
subduction d'une lithosphère océanique sous une lithosphère
continentale.
La structure de la roche est microlitique;
elle est issue d'un magma riche en silice donc acide.
Ce magmatisme est qualifié d'effusif
et les roches d'extrusives.
La composition chimique des roches apparues sont à 90% celle d'un
granite ou d'un granitoïde (diorite).
(2). la formation
de plutons granitiques ou de granitoïdes
(granodiorites) qui se présentent sous la forme d'une masse arrondie
ou d'une lentille cristallisée en profondeur.
La structure de la roche est
grenue; elle provient d'un magma très riche en silice
donc acide. Ce magmatisme est qualifié de plutonisme
et les roches d'intrusives.
Conclusion
: Diorite et andésite ont des compositions chimiques semblables, de
même que granite et rhyolite, gabbro et basalte.
2.2.1. Origine des magmas.
La croûte océanique
plongeante (gabbros, basaltes et sédiments) très riche en eau (rappel :
elle a été soumise à un métamorphisme hydrothermal BP-BT qui a provoqué
son hydratation progressive depuis sa formation au niveau de la dorsale
océanique) est soumise à des Pressions croissantes alors que la
Température varie peu à cause de sa faible conductivité thermique. Les
roches subissent alors des transformations minéralogiques à l'état
solide c'est à dire un métamorphisme
HP BT.
Le premier phénomène
important est une déshydratation des roches de la croûte océanique par
départ de vapeur d'eau,
L'eau libérée peut-elle
fournir des magmas en profondeur ?
Prenons l'exemple des péridotites du
manteau.
Le géotherme océanique indique la
variation de la température avec la profondeur.
Le solidus sépare le milieu dans lequel
les péridotites sont solides du milieu dans lequel elles sont
partiellement fondues.
Le solidus des péridotites du manteau ne
recoupe pas le géotherme contrairement au solidus des péridotites
hydratées ; on en déduit que la fusion partielle des
péridotites est impossible alors qu'il existe un domaine de fusion
partielle des péridotites hydratées.
La fusion des péridotites n'est possible
qu'en présence d'eau.
Qu'elle est
l'origine de cette eau?
C'est la déshydratation des roches de la
croûte océanique qui subducte qui libère de l'eau au cours des
transformations métamorphiques, ce que confirme le laboratoire (cf.
réactions (1) et (2)).
Conclusion : Cette
eau abaisse le point de fusion des péridotites et entraîne leur fusion
et la formation de magmas.
2.2.2. Phénomènes
métamorphiques liés à la subduction.
Fig.15. Transformations minéralogiques au cours d'une subduction.
Ainsi
à partir des gabbros (Feldspath+pyroxène+amphibole+biotite)
apparaissent le long du plan de subduction de nouvelles roches
métamorphiques avec leur faciès et leurs minéraux caractéristiques.
On distingue :
-le domaine des schistes verts à chlorite et actinote (métamorphisme
BP/MP MT),
-le domaine des schistes bleus à glaucophane (amphibole bleue MP
BT),
-le domaine des éclogites à jadéite (pyroxène HP) et grenat (HP HT).
En
effet on a montré au laboratoire que:
plagioclase--->jadéite+quartz
plagioclase+chlorite+actinote--->glaucophane+eau (1)
plagioclase+glaucophane--->grenat+jadéite+eau (2)
Ainsi
outre l'apparition de nouveaux minéraux
(glaucophane, jadéite, grenat) stables dans de nouvelles conditions
de P et T, il y a libération d'H2O qui provoque la fusion
partielle des roches de la plaque chevauchante mais aussi des
péridotites du manteau.
La
production de magmas dans les zones de subduction est à l'origine de
la production de croûte continentale ou accrétion continentale.
2.2.3. Devenir des magmas
Les magmas produits à partir des péridotite hydratées du manteau
moins denses que les roches encaissantes, remontent en se
refroidissant et les phénomènes de cristallisation fractionnée et
de différentiation magmatique donnent naissance aux roches
volcaniques andésitiques ou rhyolitiques et aux roches plutoniques
granitiques ou granitoïtites. Le
schéma précédent résume le magmatisme au niveau des zones de
subduction.
3. Magmatisme d'un "point chaud"
Fig.16.
Point chaud
Un panache ou diapir issu du
manteau inférieur, plus chaud que les zones voisines (les causes de
cette anomalie ne sont pas encore connues avec certitude), donne
naissance à un magma basaltique qui traverse la lithosphère, la perce
et forme en surface un volcan dit de "point chaud". La plaque
litosphérique sus-jacente qui dérive au dessus de la source de chaleur
fixe, engendre un alignement de volcans; c'est le cas des Îles Hawaii,
des Îles de la Société ou des Îles des Marquises.
Exemple de l'archipel d'Hawaii (figure ci-contre)
1. Kaua'i = 5,6 -3,8 Millions d'années
2. O'ahu = 3,5-2,7 Ma
3. Moloka'i = 1,8 Ma
4. Maui = 1,5 Ma
5. Big Island = actue
Fig.18.
Le magmatisme
