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Magma (géologie)

roche en fusion
Page d'aide sur l'homonymie Pour les articles homonymes, voir Magma.
Lave basaltique à Hawaï, constituée d'un magma basique.

Un magma est de la roche en fusion. Il contient généralement des gaz dissous et peut comporter des éléments solides en suspension (fragments de roche et/ou minéraux).

Les magmas se forment à haute température et sous haute pression par fusion partielle de la croûte terrestre ou du manteau. Moins dense que les roches solides de la lithosphère, il est entraîné vers le haut par la poussée d'Archimède, sous forme de dykes ou de diapirs.

Sommaire

Remontées magmatiquesModifier

 
Représentation schématique des processus magmatiques et volcaniques dans la Terre.

Lors de la remontée de la roche liquide vers la surface, le magma se refroidit et peut cristalliser sans émerger pour former une roche plutonique dans des réservoirs (chambre magmatique, pluton), ou des dykes lorsqu'il reste confiné dans des fissures discordantes ou encore des sills lorsque le magma s'insère dans une fissure en concordance avec les structures encaissantes. (On parle de filons lorsque la composition du magma sera jugée exploitable en tant que minerai). Si le magma atteint la surface, il jaillit par les cratères des volcans sous forme de lave dont la composition dictera le caractère plus ou moins fluide ou visqueux.

La température de ces laves varie de 500 à 550 °C, pour la carbonatite (au Kenya), à 1 200 °C, pour les volcans d'Hawaï, par exemple.

Caractéristiques chimiquesModifier

Un magma est considéré comme acide, intermédiaire, basique ou ultrabasique en fonction de sa teneur en silice (%pds SiO2)[a] :

  • riche en silice (plus de 65 %), le magma est « acide » et sa viscosité est élevée ;
  • avec une teneur intermédiaire entre 52 et 65 %, le magma est dit « intermédiaire » ;
  • pauvre en silice (moins de 52 % mais plus de 45), le magma est « basique » et sa viscosité est faible,
  • très pauvre (moins de 45 % de silice), il est « ultrabasique ».

Cette teneur en silice aura donc une incidence sur le comportement du magma lors de sa remontée (vitesse de déplacement, et caractère effusif ou explosif de l'éruption volcanique si le magma parvient en surface).

Les gaz contenus dans le magma peuvent être de la vapeur d'eau (qui peut diminuer la température de fusion jusqu'à 100 °C) ou le dioxyde de carbone.

Principales zones de formationModifier

  • Dans le manteau terrestre : entre 50 et 150 km de profondeur, les conditions de pression et de température permettent la fusion partielle du manteau. Cette zone a été découverte grâce à sa faculté de ralentir la propagation des ondes sismiques et a été appelée zone à faible vitesse, en anglais low velocity zone, acronyme LVZ. Le taux de fusion du manteau est de l'ordre de 5 à 15 %, en masse, du matériau mantellique, rarement plus de 20 %.
  • Dans un environnement géodynamique de subduction d'une plaque océanique sous une plaque continentale, se forme une chaîne de montagne de type cordillère. Un magma primaire se forme par interaction entre des fluides de déshydratation de la plaque plongeante et le matériau péridotitique du coin de manteau. Lors de sa remontée, notamment à travers une lithosphère continentale potentiellement sur-épaissie tectoniquement (prisme d'accrétion, écaillage de la croûte, compression), le magma évolue chimiquement par cristallisation fractionnée et assimilation, aboutissant à une série différenciée de roches magmatiques typiques, dite de volcanisme andésitique.
  • Dans un environnement géodynamique de subduction d'une plaque océanique sous une autre plaque océanique, le processus de magmatogenèse primaire est essentiellement le même. Mais la lithosphère que traversent ces magmas, de type océanique est donc moins épaisse (typiquement 30 km contre le double dans le cas précédemment décrit). Les magmas qui en résultent forment la série dite calco-alcaline, et les édifices volcanique s'organisent en un arc volcanique insulaire.
  • Au niveau des rides médio-océaniques, les lithosphères s'écartent, la croûte basaltique est amincie et fracturée et la pression dans le manteau diminue. Le magma sort en formant une nouvelle croûte océanique. Sous la mer, le magma s'épanche en pillow lava (ou lave en coussin).
  • Au niveau de points chauds (en anglais hot spots) : même si leur origine reste assez énigmatique, certains chapelets d'îles volcaniques en sont les effets très visibles. À l'une des extrémités du chapelet, un volcan actif est dû au percement de la lithosphère qui le porte, par le magma ascendant dans le point chaud. La plaque se déplaçant sous l'effet de la tectonique des plaques, alors que la position du point chaud reste « fixe », les volcans sont emportés loin de la zone volcanique et deviennent inactifs. L'alignement de ces volcans éteints à partir d'un volcan actif forme le chapelet symptomatique des points chauds. Plusieurs chaînes d'îles de l'océan Pacifique (dont Hawaï) sont des témoignages de ce mécanisme.

Notes et référencesModifier

NotesModifier

  1. Cette notion d'acidité et de basicité, ainsi que les bornes indiquées ici, ont été définies par Élie de Beaumont vers le milieu du XIXe siècle, initialement pour classer les roches magmatiques[1].

RéférencesModifier

  1. Charles Pomerol et Maurice Renard, Éléments de géologie, Masson, , 11e éd., 629 p., p. 240.

Voir aussiModifier

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Articles connexesModifier