Magma

Le magma, dérivé du terme grec ancien μάγμα (mágma), signifiant « onguent épais », constitue la substance naturelle fondue ou semi-fondue dont proviennent toutes les roches ignées. Ce matériau, distinct de la lave qui est une expression familière courante mais imprécise, réside sous la surface de la Terre. De plus, des indications d'activité magmatique ont été identifiées sur d'autres planètes terrestres et divers satellites naturels. Au-delà de sa principale composante rocheuse en fusion, le magma incorpore fréquemment des cristaux en suspension et des bulles de gaz.

Magma (du grec ancien μάγμα (mágma) 'onguent épais') est l'onguent épais'. Matériau naturel fondu ou semi-fondu à partir duquel toutes les roches ignées sont formées. Le magma (parfois appelé familièrement mais à tort lave) se trouve sous la surface de la Terre, et des preuves de magmatisme ont également été découvertes sur d'autres planètes telluriques et sur certains satellites naturels. Outre les roches en fusion, le magma peut également contenir des cristaux en suspension et des bulles de gaz.

La génération de magma résulte de la fonte du manteau ou de la croûte dans divers environnements tectoniques. Sur Terre, ces paramètres englobent les zones de subduction, les zones de rift continental, les dorsales médio-océaniques et les points chauds. Par la suite, ces fontes du manteau et de la croûte remontent à travers la croûte, où elles s'accumuleraient probablement dans des chambres magmatiques ou des zones de bouillie transcrustale riches en cristaux. Lorsqu'elle est stockée dans la croûte, la composition chimique du magma peut subir des modifications par des processus tels que la cristallisation fractionnée, l'assimilation des masses fondues de la croûte, le mélange du magma et le dégazage. Lors de son ascension continue à travers la croûte, le magma peut soit alimenter un volcan et être extrudé de manière effusive sous forme de lave, soit se solidifier sous la surface pour créer des formations intrusives, notamment des dykes, des seuils, des laccolithes, des plutons ou des batholites.

Bien que l'étude du magma ait historiquement dépendu de l'observation de sa forme solidifiée sous forme de coulées de lave, des rencontres directes avec du magma in situ ont eu lieu à trois reprises lors d'initiatives de forage géothermique : deux fois en Islande et une fois à Hawaï.

Propriétés physiques et chimiques

Le magma est essentiellement composé de roches en fusion, contenant généralement des cristaux solides entraînés. À mesure que le magma monte vers la surface de la Terre, la réduction de la pression des morts-terrains provoque l'exsoudre des gaz dissous de la phase liquide. Par conséquent, le magma situé près de la surface existe sous la forme d'un système multiphasique comprenant des composants solides, liquides et gazeux.

Composition

La majorité des magmas présentent une teneur élevée en silice. Cependant, de rares magmas non silicatés peuvent provenir soit de la fusion localisée de gisements minéraux non silicatés, soit de la ségrégation d'un magma en phases liquides distinctes et non miscibles, silicatées et non silicatées.

Les magmas silicatés sont caractérisés comme des mélanges fondus composés principalement d'oxygène et de silicium, qui sont les éléments chimiques les plus répandus dans la croûte terrestre. Ceux-ci contiennent également des proportions moindres d’aluminium, de calcium, de magnésium, de fer, de sodium et de potassium, ainsi que des traces de nombreux autres éléments. Les pétrologues quantifient conventionnellement la composition des magmas silicatés en exprimant la fraction massique ou molaire des oxydes des principaux éléments (à l'exclusion de l'oxygène) présents dans le matériau magmatique.

Étant donné que de nombreuses propriétés magmatiques, notamment la viscosité et la température, présentent une corrélation avec la teneur en silice, les magmas silicatés sont classés en quatre classifications chimiques distinctes en fonction de leur concentration en silice : felsique, intermédiaire, mafique et ultramafique.

Magmas felsiques

felsiques, également appelés siliciques, se caractérisent par une teneur en silice supérieure à 63 %. Cette catégorie englobe les magmas rhyolite et dacite. En raison de leur concentration élevée en silice, ces magmas présentent une viscosité exceptionnellement élevée, allant de 10⁸ cP (10⁵ Pa⋅s) pour le magma rhyolite chaud à 1 200 °C (2 190 °F) à 10¹¹ cP (10⁸ Pa⋅s) pour un magma plus froid. magma rhyolite à 800 °C (1 470 °F). En revanche, l'eau possède une viscosité d'environ 1 cP (0,001 Pa⋅s). Cette viscosité prononcée conduit généralement à des éruptions explosives de laves felsiques, générant des dépôts pyroclastiques (fragmentaires). Néanmoins, les laves rhyolitiques peuvent occasionnellement éclater de manière effusive, formant des épines de lave, des dômes de lave ou des « coulées », qui sont des coulées de lave épaisses et courtes. Lors de l'extrusion, ces laves subissent généralement une fragmentation, ce qui entraîne des coulées de lave en blocs qui incorporent fréquemment de l'obsidienne.

Les laves felsiques sont capables d'entrer en éruption à des températures aussi basses que 800 °C (1 470 °F). À l'inverse, des laves rhyolites exceptionnellement chaudes, dépassant 950 °C (1 740 °F), ont été observées parcourant des distances de plusieurs dizaines de kilomètres, comme en témoignent les occurrences dans la plaine de Snake River, dans le nord-ouest des États-Unis.

Magmas intermédiaires

Intermédiaires ou andésitiques sont caractérisés par une teneur en silice allant de 52% à 63%. Ces magmas présentent des concentrations d'aluminium plus faibles et possèdent généralement des niveaux plus élevés de magnésium et de fer que les magmas felsiques. Les laves intermédiaires se manifestent sous forme de dômes d'andésite et de laves en blocs, fréquemment observées sur les pentes abruptes des volcans composites, tels que ceux trouvés dans les Andes. Leurs températures varient généralement de 850 à 1 100 °C (1 560 à 2 010 °F). En raison de leur teneur réduite en silice et de leurs températures éruptives élevées, ces magmas sont considérablement moins visqueux, présentant généralement une viscosité de 3,5 millions de cP (3 500 Pa⋅s) à 1 200 °C (2 190 °F), ce qui est légèrement supérieur à celui du beurre de cacahuète lisse. Les magmas intermédiaires démontrent également une propension prononcée à la formation de phénocristaux. Des niveaux élevés de fer et de magnésium entraînent souvent une masse fondamentale plus foncée, incorporant fréquemment des phénocristaux d'amphibole ou de pyroxène.

Mafiques mafiques

mafiques ou basaltiques possèdent une teneur en silice allant de 45 % à 52 %. Ces magmas se distinguent par leur composition ferromagnésienne élevée et éclatent généralement à des températures comprises entre 1 100 et 1 200 °C (2 010 à 2 190 °F). Leurs viscosités sont relativement faibles, environ 10⁴ à 10⁵ cP (10 à 100 Pa⋅s), bien qu'elles restent nettement supérieures à celles de l'eau, comparables à la consistance du ketchup. Les laves basaltiques génèrent généralement des volcans boucliers à profil bas ou de vastes basaltes d'inondation, en raison de leur grande fluidité qui leur permet de s'écouler sur des distances considérables de l'évent éruptif. L'épaisseur ultime d'une coulée de lave basaltique, en particulier sur des pentes douces, peut dépasser considérablement l'épaisseur instantanée de la coulée en mouvement, car ces laves peuvent « gonfler » grâce à un apport souterrain continu sous une croûte figée. La majorité des laves basaltiques sont classées comme types ʻAʻā ou pāhoehoe, plutôt que comme blocs de lave. Lorsqu'elles sont extrudées sous l'eau, elles forment des laves en coussin distinctives, qui ressemblent à la morphologie en forme d'entrailles des laves pāhoehoe terrestres.

Magmas ultramafiques

ultramafiques, illustrés par le basalte picritique, la komatiite et les magmas hautement magnésiens formant la boninite, représentent l'extrémité extrême des plages de composition et thermiques. Ces magmas présentent uniformément une teneur en silice inférieure à 45 %. Les komatiites, en particulier, contiennent plus de 18 % d'oxyde de magnésium et sont supposées avoir éclaté à des températures atteignant 1 600 °C (2 910 °F). À des températures aussi extrêmes, la polymérisation des composés minéraux est pratiquement absente, ce qui donne un liquide très mobile. On estime que les viscosités des magmas komatiites ont été remarquablement faibles, allant de 100 à 1 000 cP (0,1 à 1 Pa⋅s), comparables à celles de l'huile moteur légère. La majorité des laves ultramafiques ne datent pas de plus récemment que l'éon protérozoïque, bien qu'un nombre limité de magmas ultramafiques phanérozoïques aient été identifiés en Amérique centrale, attribués à l'influence d'un panache chaud du manteau. Actuellement, aucune lave komatiite moderne n'est observée, car le manteau terrestre a subi un refroidissement suffisant pour empêcher la génération de magmas aussi hautement magnésiens.

Magmas alcalins

Certains magmas siliciques sont caractérisés par une concentration élevée d'oxydes de métaux alcalins, notamment de sodium et de potassium. Ce phénomène est particulièrement répandu dans les zones de rift continental, les régions situées au-dessus de plaques tectoniques profondément subductées ou les points chauds intraplaques. La teneur en silice de ces magmas couvre un large spectre, depuis les compositions ultramafiques (par exemple, les néphélinites, les basanites et les téphrites) jusqu'aux compositions felsiques (par exemple, les trachytes). Les magmas alcalins sont plus fréquemment générés à de plus grandes profondeurs dans le manteau terrestre que leurs homologues subalcalins. On suppose que les magmas de néphélinite à olivine, étant à la fois ultramafiques et hautement alcalins, proviennent de sources mantelliques beaucoup plus profondes que les autres types de magmas.

Magmas non silicatés

Des laves de composition atypique ont été observées en éruption à la surface de la Terre, comprenant :

• Le volcan Ol Doinyo Lengai en Tanzanie représente le seul volcan à carbonatite actif connu, produisant à la fois des laves carbonatites et natrocarbonatites. Géologiquement, les carbonatites sont généralement constituées de 75 % de minéraux carbonatés, accompagnés de quantités moindres de minéraux silicatés sous-saturés en silice tels que les micas et l'olivine, l'apatite, la magnétite et le pyrochlore. Cette composition peut ne pas refléter la lave d'origine, qui aurait pu contenir du carbonate de sodium éliminé ultérieurement par l'activité hydrothermale, bien que des expériences en laboratoire indiquent la faisabilité d'un magma riche en calcite. Les rapports isotopiques stables dans les laves carbonatites suggèrent qu'ils dérivent des laves siliciques hautement alcalines avec lesquelles ils sont systématiquement associés, probablement par la séparation d'une phase non miscible. Les laves natrocarbonatites d'Ol Doinyo Lengai sont principalement composées de carbonate de sodium, avec environ la moitié de cette quantité de carbonate de calcium et la moitié encore de carbonate de potassium, ainsi que des halogénures, fluorures et sulfates mineurs. Ces laves sont exceptionnellement fluides, possédant des viscosités à peine supérieures à celles de l'eau, et sont remarquablement froides, avec des températures mesurées allant de 491 à 544 °C (916 à 1 011 °F).
• On suppose que les magmas d'oxyde de fer sont à l'origine des gisements de minerai de fer du Protérozoïque découverts à Kiruna, en Suède. Des laves d'oxyde de fer datant du Pliocène se trouvent dans le complexe volcanique d'El Laco, situé à la frontière entre le Chili et l'Argentine. La formation de laves d'oxyde de fer est attribuée à la séparation non miscible du magma d'oxyde de fer d'un magma parental de composition calco-alcaline ou alcaline. Lors de l'éruption, le magma d'oxyde de fer fondu présente généralement des températures comprises entre 700 et 800 °C (1 292 et 1 472 °F).
• Des coulées de lave soufrée, atteignant des longueurs allant jusqu'à 250 mètres (820 pieds) et des largeurs allant jusqu'à 10 mètres (33 pieds), ont été observées sur le volcan Lastarria, au Chili. Ces flux proviennent de la fonte de dépôts de soufre à des températures aussi basses que 113 °C (235 °F).

Gaz magmatiques

Les concentrations de divers gaz magmatiques peuvent différer considérablement. La vapeur d'eau constitue généralement le gaz magmatique le plus abondant, suivie du dioxyde de carbone et du dioxyde de soufre. Les autres principaux gaz magmatiques comprennent le sulfure d'hydrogène, le chlorure d'hydrogène et le fluorure d'hydrogène.

La solubilité des gaz magmatiques dans le magma dépend de la pression, de la composition du magma et de la température. Alors que la lave extrudée est particulièrement anhydre, le magma à des profondeurs importantes et sous haute pression peut incorporer de l'eau dissoute dépassant 10 % en masse. L'eau démontre une solubilité légèrement inférieure dans le magma à faible teneur en silice par rapport au magma à haute teneur en silice ; par exemple, à 1 100 °C et 0,5 GPa, un magma basaltique peut dissoudre 8 % de H₂O, alors qu'un magma de pegmatite granitique peut dissoudre 11 % de H§56§O. Néanmoins, les magmas ne sont pas invariablement saturés dans des conditions typiques.

Le dioxyde de carbone présente une solubilité nettement inférieure dans les magmas que dans l'eau, se séparant souvent en une phase fluide discrète, même à des profondeurs considérables. Ce phénomène explique l'apparition d'inclusions de dioxyde de carbone fluide dans les cristaux qui se forment dans les magmas profonds.

Rhéologie

La viscosité représente une propriété de fusion critique pour comprendre le comportement magmatique. Alors que les températures typiques des laves silicatées s'étendent d'environ 800 °C (1 470 °F) pour les laves felsiques à 1 200 °C (2 190 °F) pour les laves mafiques, leurs viscosités peuvent varier sur sept ordres de grandeur. Plus précisément, les laves mafiques présentent des viscosités autour de 10⁴ cP (10 Pa⋅s), tandis que les magmas felsiques peuvent atteindre 10¹¹ cP (10⁸ Pa⋅s). La viscosité du magma est principalement régie par la composition mais est également influencée par la température. Les températures plus froides inhérentes aux laves felsiques, par rapport aux laves mafiques, amplifient encore cette disparité de viscosité.

L'ion silicium, caractérisé par sa petite taille et sa charge élevée, présente une forte propension à se coordonner avec quatre ions oxygène, formant une configuration tétraédrique autour de l'ion silicium central. Cette structure est appelée un tétraèdre de silice. Dans les magmas à faible teneur en silicium, ces tétraèdres de silice restent isolés. Cependant, avec l'augmentation de la concentration en silicium, les tétraèdres de silice commencent une polymérisation partielle, générant des chaînes, des feuilles et des agrégats interconnectés par des ponts entre les ions oxygène. Cette polymérisation améliore considérablement la viscosité du magma.

Le degré de polymérisation dans le magma est quantifié par le rapport NBO/T, où NBO représente le nombre d'ions oxygène non pontants et T désigne le nombre d'ions formant un réseau. Le silicium sert de principal ion formateur de réseau ; cependant, dans les magmas riches en sodium, l'aluminium fonctionne également comme formateur de réseau, et le fer ferrique peut assumer ce rôle lorsque les autres formateurs de réseau sont rares. La plupart des autres ions métalliques diminuent la tendance à polymériser et sont classés comme modificateurs de réseau. Dans un magma hypothétique composé entièrement de silice fondue, le rapport NBO/T serait de 0, alors que dans un magma hypothétique si déficient en formateurs de réseaux qu'aucune polymérisation ne se produit, le rapport NBO/T serait de 4. Aucun des deux extrêmes n'est couramment observé en milieu naturel ; cependant, les magmas basaltiques présentent généralement des valeurs NBO/T comprises entre 0,6 et 0,9, les magmas andésitiques vont de 0,3 à 0,5 et les magmas rhyolitiques se situent entre 0,02 et 0,2. L'eau agit comme un modificateur de réseau et sa présence dissoute réduit considérablement la viscosité de la matière fondue. À l'inverse, le dioxyde de carbone neutralise les modificateurs de réseau, augmentant ainsi la viscosité de la matière fondue. Les matières fondues à plus haute température sont moins visqueuses car une plus grande énergie thermique est disponible pour perturber les liaisons entre l'oxygène et les formateurs de réseau.

Les magmas incorporent généralement des cristaux solides de divers minéraux, des xénolithes (fragments de roches étrangères) et des clastes de magma préalablement solidifié. La présence de cristaux confère à la plupart des magmas des caractéristiques thixotropiques et rhéofluidifiantes. Par conséquent, la majorité des magmas ne se comportent pas comme des fluides newtoniens, où le débit est directement proportionnel à la contrainte de cisaillement. Au lieu de cela, un magma typique fonctionne comme un fluide de Bingham, présentant une résistance substantielle à l'écoulement jusqu'à ce qu'un seuil de contrainte spécifique, appelé limite d'élasticité, soit dépassé. Ce comportement se traduit par un écoulement en bouchon dans un magma partiellement cristallin. Une illustration courante de l’écoulement en bouchon est le dentifrice extrudé de son tube ; le dentifrice apparaît comme un bouchon semi-solide car le cisaillement est concentré dans une fine couche adjacente à la paroi du tube, où le dentifrice se comporte comme un fluide. Le comportement thixotrope empêche également la sédimentation des cristaux du magma. Une fois que la teneur en cristaux atteint environ 60 %, le magma cesse de se comporter comme un fluide et commence à présenter des propriétés semblables à celles d'un solide. Un tel mélange de cristaux dans la roche fondue est parfois appelé bouillie de cristaux.

Le magma est également généralement viscoélastique, ce qui signifie qu'il s'écoule comme un liquide sous de faibles contraintes. Cependant, une fois que la contrainte appliquée dépasse une valeur critique, la matière fondue ne peut pas dissiper la contrainte assez rapidement par la seule relaxation, conduisant à une propagation transitoire de la fracture. Lorsque les contraintes sont ensuite réduites en dessous de ce seuil critique, la masse fondue se détend à nouveau visqueusement, cicatrisant ainsi la fracture.

Température

Les températures de la lave en fusion, qui est du magma extrudé à la surface de la Terre, varient principalement entre 700 et 1 400 °C (1 300 à 2 600 °F). Exceptionnellement, les magmas carbonatites rares peuvent être aussi froids que 490 °C (910 °F), tandis que les magmas komatiites peuvent avoir atteint des températures aussi élevées que 1 600 °C (2 900 °F). Du magma a parfois été rencontré lors d'opérations de forage dans des champs géothermiques, y compris un projet de forage hawaïen qui a pénétré un corps de magma dacitique à une profondeur de 2 488 m (8 163 pieds). La température de ce magma particulier a été estimée à 1 050 °C (1 920 °F). Les températures des magmas plus profonds doivent être déduites grâce à des calculs théoriques et au gradient géothermique.

La plupart des magmas contiennent des cristaux solides en suspension dans la phase liquide. Cette observation indique que la température du magma se situe entre le solidus, défini comme la température à laquelle le magma se solidifie complètement, et le liquidus, défini comme la température à laquelle le magma est entièrement liquide. Les calculs des températures du solidus à des profondeurs probables suggèrent que le magma généré sous les zones de rift provient d'environ 1 300 à 1 500 °C (2 400 à 2 700 °F). Le magma dérivé des panaches du manteau peut atteindre 1 600 °C (2 900 °F). Dans les zones de subduction, où la vapeur d'eau abaisse la température de fusion, les températures de génération de magma peuvent descendre jusqu'à 1 060 °C (1 940 °F).

Densité

Les densités du magma dépendent principalement de la composition, la teneur en fer étant le paramètre le plus important.

Le magma subit une expansion mineure dans des conditions de pression réduite ou de température élevée. À mesure que le magma remonte vers la surface, ses gaz dissous commencent à s'exsoudre et à former des bulles dans le liquide. Ces bulles de gaz diminuent considérablement la densité du magma en profondeur, facilitant ainsi sa remontée vers la surface.

Origines

Le profil de température interne de la Terre est caractérisé par le gradient géothermique, qui quantifie la vitesse à laquelle la température augmente avec la profondeur. Ce gradient résulte d'un équilibre dynamique entre l'échauffement interne, principalement dû à la désintégration radioactive, et la dissipation thermique de la surface planétaire. Alors que le gradient géothermique moyen dans la croûte supérieure est d'environ 25 °C/km, des variations régionales significatives existent, allant de 5 à 10 °C/km dans les tranchées océaniques et les zones de subduction à 30 à 80 °C/km près des dorsales médio-océaniques ou des panaches du manteau. Avec l'augmentation de la profondeur, le gradient diminue, atteignant seulement 0,25 à 0,3 °C/km dans le manteau, où de lents processus convectifs transfèrent efficacement la chaleur. Généralement, le gradient géothermique moyen est insuffisant pour provoquer la fonte des roches dans la croûte ou dans le manteau supérieur ; par conséquent, la formation de magma se produit exclusivement dans des régions présentant un gradient géothermique exceptionnellement abrupt ou des points de fusion des roches inhabituellement bas. Néanmoins, la migration ascendante du magma dans ces environnements spécifiques représente le principal mécanisme de transfert de chaleur à travers la croûte terrestre.

La fonte des roches peut être déclenchée par une réduction de pression, une modification de la composition chimique (par exemple, l'introduction d'eau), une élévation de la température ou une synergie de ces facteurs. Alors que d'autres mécanismes, tels que la fonte induite par l'impact des météorites, ont moins d'importance dans l'ère géologique actuelle, les impacts pendant la phase d'accrétion de la Terre ont entraîné une fonte généralisée, formant probablement un océan de magma s'étendant sur plusieurs centaines de kilomètres à l'extérieur de la planète primitive. De plus, de grands impacts de météorites au cours des dernières centaines de millions d'années ont été considérés comme un facteur contribuant au vaste magmatisme basaltique observé dans diverses grandes provinces ignées.

Fusion par décompression

La fusion par décompression est un processus initié par une réduction de la pression ambiante. Ce mécanisme représente le principal moteur de la génération de magma dans le manteau supérieur.

En l'absence d'eau, les températures du solidus (les températures en dessous desquelles les roches sont entièrement solides) de la plupart des lithologies augmentent proportionnellement à l'augmentation de la pression. Par conséquent, la péridotite située profondément dans le manteau terrestre peut posséder une température dépassant son point solidus à des profondeurs moindres. Si cette roche remonte par convection du manteau solide, elle subit un refroidissement mineur dû à l'expansion adiabatique, d'environ 0,3 °C par kilomètre. Cependant, des recherches expérimentales sur des échantillons de péridotite pertinents démontrent que les températures du solidus augmentent de 3 °C à 4 °C par kilomètre. Par conséquent, si la roche monte suffisamment, elle commencera à fondre. Les gouttelettes de fusion résultantes peuvent alors fusionner en corps plus gros et pénétrer vers la surface. Ce mécanisme, impliquant la fonte induite par la migration vers le haut des matériaux solides du manteau, joue un rôle central dans l'évolution géologique de la Terre.

La fonte par décompression est responsable de la génération de la croûte océanique au niveau des dorsales médio-océaniques, ce qui en fait la source prédominante de magma à l'échelle mondiale. De plus, ce processus provoque un volcanisme dans des contextes intraplaques, illustrés par des occurrences en Europe, en Afrique et sur le fond marin du Pacifique. Le volcanisme intraplaque est généralement attribué soit à l'ascension de panaches du manteau, soit à des forces d'extension intraplaque, l'importance relative de ces mécanismes restant un domaine actif de recherche scientifique.

Effets de l'eau et du dioxyde de carbone

Parmi les altérations de la composition, l'introduction d'eau est le facteur le plus important contribuant à la génération de magma. L'eau réduit efficacement la température du solidus des roches dans des conditions de pression spécifiques. Par exemple, à environ 100 kilomètres de profondeur, la péridotite commence à fondre à environ 800 °C en présence d’eau abondante, contre près de 1 500 °C dans des conditions anhydres. Dans les zones de subduction, l’eau est expulsée de la lithosphère océanique, provoquant ensuite la fonte du coin du manteau sus-jacent. Les magmas hydratés, caractérisés par des compositions basaltiques ou andésitiques, sont générés directement et indirectement par des réactions de déshydratation se produisant lors de la subduction. Ces magmas, ainsi que leurs dérivés, contribuent à la formation d’arcs insulaires, illustrés par ceux de la ceinture de feu du Pacifique. Ils cristallisent en roches de la série calco-alcaline, une composante importante de la croûte continentale. Possédant une faible densité et viscosité, les magmas hydratés présentent une flottabilité considérable, facilitant leur ascension à travers le manteau terrestre.

L'ajout de dioxyde de carbone est un facteur moins important dans la génération de magma que l'eau ; cependant, la formation de certains magmas sous-saturés en silice est liée à la prévalence du dioxyde de carbone sur l'eau dans leurs régions sources du manteau. Les données expérimentales indiquent que la température du solidus de la péridotite diminue d'environ 200 °C dans une plage de pression étroite, correspondant à une profondeur d'environ 70 km, lorsque le dioxyde de carbone est présent. À des profondeurs accrues, le dioxyde de carbone exerce une influence plus prononcée : les températures de fusion initiales pour une composition de péridotite carbonatée à des profondeurs allant jusqu'à environ 200 km se sont avérées inférieures de 450 °C à 600 °C à celles d'une composition identique dépourvue de dioxyde de carbone. Les types de roches tels que la néphélinite, la carbonatite et la kimberlite représentent des magmas potentiellement formés par l'afflux de dioxyde de carbone dans le manteau à des profondeurs dépassant environ 70 km.

Températures élevées

Les températures élevées constituent le principal mécanisme de génération de magma au sein de la croûte continentale. Ces augmentations de température peuvent résulter de l’intrusion vers le haut de magma dérivé du manteau. De plus, les températures peuvent dépasser le solidus des roches de la croûte continentale qui a été épaissie par les forces de compression à la limite d'une plaque. Une illustration marquante est la limite des plaques entre les masses continentales indienne et asiatique, où le plateau tibétain, situé immédiatement au nord de cette frontière, présente une épaisseur de croûte d'environ 80 kilomètres, soit environ le double de celle d'une croûte continentale typique. Des recherches sur la résistivité électrique, dérivées de données magnétotelluriques, ont identifié une couche dans la croûte moyenne le long de la marge sud du plateau tibétain qui semble contenir de la fonte silicatée et s'étend sur au moins 1 000 kilomètres. Les roches ignées comme le granite et la rhyolite sont fréquemment interprétées comme des produits de la fonte de la croûte continentale induite par l'augmentation de la température. De plus, la hausse des températures peut contribuer à la fonte de la lithosphère soumise à la subduction.

Le processus de fusion

Les roches fondent sur une plage de températures car elles contiennent généralement plusieurs minéraux, chacun possédant des points de fusion distincts. La température à laquelle la fusion initiale se forme, connue sous le nom de solidus, est inférieure à la température de fusion de tout minéral pur individuel. Ce phénomène est parallèle à l'abaissement du point de fusion de la glace lors de l'ajout de sel. La fonte inaugurale est appelée eutectique, et sa composition dépend de l'assemblage minéral spécifique.

Par exemple, un mélange d'anorthite et de diopside, deux minéraux présents dans le basalte, commence à fondre à environ 1 274 °C. Cette température est nettement inférieure aux points de fusion du diopside pur (1 392 °C) et de l'anorthite pure (1 553 °C). La masse fondue initiale produite contient environ 43 % en poids d'anorthite. Lors d'un apport de chaleur supplémentaire à la roche, la température se stabilise à 1 274 °C jusqu'à ce que l'anorthite ou le diopside soient complètement fondus. Par la suite, la température augmente à mesure que le minéral restant continue de fondre, modifiant ainsi la composition de la masse fondue par rapport à l'eutectique. Plus précisément, si la concentration d'anorthite dépasse 43 %, la totalité du diopside fondra à 1 274 °C, accompagné d'une quantité suffisante d'anorthite pour maintenir la fusion à la composition eutectique. Un chauffage continu entraîne une augmentation progressive de la température à mesure que l'anorthite résiduelle fond progressivement, ce qui entraîne un enrichissement progressif de la masse fondue en liquide d'anorthite. Si le mélange ne contient qu’un léger excès d’anorthite, il fondra avant que la température ne dépasse significativement 1 274 °C. À l’inverse, si le mélange est principalement constitué d’anorthite, la température se rapprochera du point de fusion de l’anorthite pure avant que toute l’anorthite ne soit fondue. Si la teneur en anorthite du mélange est inférieure à 43 %, alors toute l'anorthite fondra à la température eutectique, aux côtés d'une partie du diopside, le diopside restant fondant ensuite progressivement à mesure que la température continue de monter.

La fonte eutectique peut modifier considérablement la composition de la fonte par rapport à sa roche mère. Par exemple, un mélange comprenant 10 % d'anorthite et de diopside pourrait subir une fusion partielle d'environ 23 % avant que la masse fondue résultante ne s'écarte de l'eutectique, qui contient lui-même environ 43 % d'anorthite. Ce phénomène de fusion partielle influence les diverses compositions observées dans les différents magmas. Un degré mineur de fusion partielle (2 à 4 %) dans le manteau supérieur peut générer des magmas très alcalins, tels que les mélilitites, tandis qu'un degré plus important de fusion partielle (8 à 11 %) peut produire du basalte olivine alcalin. Les magmas océaniques sont généralement attribués à une fusion partielle allant de 3 à 15 % de leur roche mère. Certains granitoïdes calco-alcalins peuvent provenir d'un degré de fusion partielle important, pouvant atteindre 15 à 30 %. Les magmas à haute teneur en magnésium, notamment la komatiite et la picrite, sont également considérés comme des produits d'une fusion partielle importante de la roche du manteau.

Les éléments incompatibles sont des constituants chimiques spécifiques caractérisés par une combinaison de rayon ionique et de charge distincts des éléments les plus répandus dans la roche mère. Les ions de ces éléments présentent une mauvaise intégration structurelle dans les minéraux constitutifs de la roche mère, se séparant ainsi facilement de la phase solide dans les masses fondues générées par de faibles degrés de fusion partielle, où ils deviennent fortement concentrés. Les éléments incompatibles courants comprennent le potassium, le baryum, le césium et le rubidium, qui sont classés comme éléments lithophiles à gros ions (LILE) en raison de leur taille importante et de leur faible charge. De plus, les éléments contenant des ions hautement chargés, appelés éléments à haute intensité de champ (HSFE), sont également incompatibles ; ceux-ci comprennent le zirconium, le niobium, l'hafnium, le tantale, les éléments des terres rares et les actinides. Le potassium peut atteindre un enrichissement si important dans les fontes dérivées de très faibles degrés de fusion partielle que, lors du refroidissement et de la solidification ultérieurs du magma, il forme des roches potassiques distinctives comme la lamprophyre, la lamproïte ou la kimberlite.

Lors d'une fusion suffisante de la roche, les minuscules globules de fonte, généralement situés entre les grains minéraux, fusionnent et provoquent un ramollissement de la roche. Sous les pressions terrestres, même un pourcentage fractionnaire de fusion partielle peut suffire à faciliter l’expulsion de la matière fondue de sa source. La fonte se dissocie rapidement de sa roche mère une fois que l'ampleur de la fusion partielle dépasse 30 %. Néanmoins, dans la plupart des cas, beaucoup moins de 30 % d'une roche mère magmatique fond avant que l'apport de chaleur disponible ne soit épuisé.

La formation de pegmatite peut se produire à travers de faibles degrés de fusion partielle de la croûte. Certains magmas de composition granitique représentent des fontes eutectiques ou cotectiques, qui peuvent provenir de divers degrés de fusion partielle de la croûte, allant de faible à élevé, ou de processus de cristallisation fractionnée.

Évolution du magma

La majorité des magmas n'existent à l'état entièrement fondu que pendant de brèves périodes tout au long de leur histoire géologique. Le plus souvent, ils comprennent des mélanges hétérogènes de matière fondue, de cristaux et parfois de bulles de gaz. Compte tenu de leurs densités distinctes, ces composants (fusion, cristaux et bulles) sont susceptibles de se séparer à mesure que les magmas subissent des processus évolutifs.

Pendant le refroidissement du magma, les minéraux cristallisent généralement à partir de la fusion à différentes températures, un processus qui reflète l'inverse de la fusion initiale. Cependant, en raison de la séparation typique de la masse fondue de sa roche mère d'origine et de sa migration vers des profondeurs moins profondes, ce processus de cristallisation inverse n'est pas exactement identique. Par exemple, dans une masse fondue composée de 50 % de diopside et de 50 % d'anorthite, l'anorthite commencerait la cristallisation à une température légèrement supérieure à la température eutectique de 1 274 °C. Cette cristallisation initiale déplacerait progressivement la composition du bain résiduel vers son point eutectique, qui contient 43 % de diopside. L'eutectique est atteint à 1 274 °C, température spécifique à laquelle le diopside et l'anorthite commencent à co-cristalliser. Si la masse fondue contenait initialement 90 % de diopside, le diopside cristalliserait d'abord jusqu'à ce que la composition eutectique soit atteinte.

Si les cristaux restent en suspension dans la masse fondue, le processus de cristallisation ne modifierait pas la composition globale de la masse fondue et des phases minérales solides combinées. Ce scénario est appelé cristallisation à l'équilibre. Néanmoins, Norman L. Bowen, à travers une série d'expériences aboutissant à sa publication de 1915, Cristallisation-différenciation dans les liquides silicatés, a démontré que les cristaux d'olivine et de diopside précipitant à partir d'une fonte refroidissante de forstérite, de diopside et de silice se déposeraient gravitationnellement à travers la fonte sur des échelles de temps géologiquement significatives. Des investigations géologiques ultérieures ont fourni des preuves de terrain substantielles soutenant une telle cristallisation fractionnée.

La divergence de composition entre un magma résiduel et son magma parent se produit lorsque des cristaux précipitent à partir de la fonte. Par exemple, un magma gabbroïque peut produire une fonte résiduelle granitique si les cristaux en formation précoce sont ségrégués. Alors que le gabbro présente généralement une température de liquidus autour de 1 200 °C, la composition granitique fondue qui en résulte peut posséder une température de liquidus aussi basse qu'environ 700 °C. Les éléments incompatibles se concentrent dans les résidus magmatiques finaux lors de la cristallisation fractionnée et dans les fusions initiales générées par la fusion partielle ; les deux mécanismes peuvent produire le magma qui se solidifie en pegmatite, un type de roche fréquemment enrichi en ces éléments. La série de réactions de Bowen fournit un cadre crucial pour comprendre la séquence idéalisée de cristallisation fractionnée au sein d'un magma.

La composition du magma est influencée par des mécanismes au-delà de la fusion partielle et de la cristallisation fractionnée. Par exemple, les magmas interagissent fréquemment avec les roches hôtes dans lesquelles ils pénètrent, à la fois par fusion et par réaction chimique. Il est possible que l'assimilation près du toit d'une chambre magmatique et la cristallisation fractionnée près de sa base se produisent simultanément. De plus, des magmas de compositions distinctes peuvent se mélanger. Dans de rares cas, les matières fondues peuvent se séparer en deux liquides non miscibles aux propriétés chimiques contrastées.

Magmas primaires

Le matériau en fusion formé directement à partir de la fonte des roches est appelé magma primaire. Ces magmas se caractérisent par l'absence de différenciation et représentent l'état de composition initial d'un bain de fusion. En pratique, l'identification sans équivoque des magmas primaires présente des défis, bien qu'il ait été proposé que la boninite, un type d'andésite, se cristallise à partir d'un tel magma. De même, le Grand Dyke du Zimbabwe a été interprété comme une roche dérivée d'un magma primaire. Cependant, la classification des leucosomes de migmatite comme magmas primaires est remise en question par les données sur le zircon, qui indiquent que les leucosomes sont des résidus (roches cumulées) restant après l'extraction d'un magma primaire.

Magma parental

Dans les cas où la composition primitive ou primaire du magma ne peut être déterminée, l'identification d'un magma parental s'avère souvent bénéfique. Un magma parental représente une composition fondue à partir de laquelle le spectre observé de chimies magmatiques provient de processus de différenciation ignée. Il ne s'agit pas nécessairement d'une fonte primitive.

Par exemple, si une série de coulées de basalte est présumée génétiquement liée, une composition à partir de laquelle elles pourraient vraisemblablement être générées via une cristallisation fractionnée est désignée comme un magma parental. Des modèles de cristallisation fractionnée sont ensuite développés pour évaluer l'hypothèse d'un magma parental partagé.

Migration et solidification

Le magma prend naissance dans le manteau ou la croûte terrestre sous des régimes de température et de pression spécifiques propices à la fonte. Après sa genèse, le magma remonte avec force vers la surface, entraîné par sa plus faible densité par rapport à la roche mère environnante. Au cours de sa migration à travers la croûte, le magma peut s'accumuler et résider dans des chambres magmatiques, bien que des recherches contemporaines indiquent que le magma pourrait être stocké principalement dans des zones de bouillie transcrustales riches en cristaux plutôt que dans des chambres composées principalement de magma liquide. Le magma peut persister dans un tel réservoir jusqu'à ce qu'il refroidisse et se cristallise en roche intrusive, entre en éruption volcanique ou migre vers une chambre magmatique alternative.

Plutonisme

Lors du refroidissement, le magma initie la formation de phases minérales solides. Certains de ces minéraux peuvent se déposer à la base de la chambre magmatique, générant des cumulats qui peuvent se développer en intrusions mafiques en couches. Le magma qui refroidit progressivement dans une chambre magmatique se solidifie généralement en corps rocheux plutoniques, notamment le gabbro, la diorite et le granit, le type de roche spécifique dépendant de la composition du magma. À l'inverse, si le magma entre en éruption, il forme des roches volcaniques telles que le basalte, l'andésite et la rhyolite, qui sont respectivement les homologues extrusifs du gabbro, de la diorite et du granit.

Volcanisme

Le magma extrudé à la surface de la Terre lors d'une éruption volcanique est appelé lave. La lave subit un refroidissement et une solidification relativement rapides par rapport aux corps magmatiques souterrains. Ce refroidissement rapide inhibe la croissance des gros cristaux et une partie de la masse fondue peut ne pas cristalliser, formant plutôt du verre volcanique. Les roches principalement composées de verre volcanique comprennent l'obsidienne, la scories et la pierre ponce.

Avant et pendant les éruptions volcaniques, les composants volatils comme le CO₂ et l'H₂O se séparent partiellement de la matière en fusion via un mécanisme appelé exsolution. Le magma caractérisé par une teneur réduite en eau présente une augmentation progressive de sa viscosité. Si une exsolution importante se produit lors de la montée du magma lors d'une éruption, l'événement volcanique qui s'ensuit se manifeste généralement comme explosif.

Applications dans la production d'énergie

En 2009, le projet de forage profond en Islande (IDDP), alors qu'il creusait plusieurs trous de forage de 5 000 mètres pour exploiter la chaleur géothermique dans le substrat rocheux volcanique souterrain de l'Islande, a rencontré une poche de magma à une profondeur de 2 100 mètres. Étant donné qu'il ne s'agissait que du troisième cas documenté d'atteinte de magma, l'IDDP a choisi de développer davantage ce forage, en le désignant IDDP-1.

Un boîtier en acier cimenté, présentant une perforation près du magma à sa base, a ensuite été installé dans le forage. Les températures et pressions élevées de la vapeur dérivée du magma résultante ont ensuite été utilisées pour produire 36 MW d'énergie électrique, faisant ainsi de l'IDDP-1 le premier système géothermique amélioré par le magma au monde.

Références