Magma (géologie)

Représentation schématique des processus magmatiques et volcaniques dans la Terre.

Les magmas résultent directement (volcanisme) ou indirectement (intrusion) de l'évacuation de la chaleur terrestre (en). Pour évacuer une chaleur centrale avoisinant 5 000 °C[1], les seuls mécanismes de la conduction et le rayonnement sont insuffisants. L'évacuation est ainsi assurée principalement par le phénomène de la convection mantellique qui brasse le manteau terrestre en mettant en mouvement[2] du matériel solide rendu ductile par les températures très élevées. Cette convection « est la cause première de toutes les manifestations d'activité de la Terre solide (volcanisme, tectonique des plaques, orogenèse, champ magnétique[3] ». Aux limites supérieures des cellules de convection, au terme de leur lente remontée diapirique vers la surface, les péridotites du manteau supérieur subissent une décompression adiabatique[4] au niveau des dorsales océaniques, ce qui entraîne leur fusion partielle qui se produit à une profondeur relativement faible (20 à 30 km) et la formation de magmas basaltiques[5]. La dispersion de chaleur est réalisée aussi au niveau des points chauds ou du mouvement des plaques lithosphériques dont la collision ou la subduction produit la fusion partielle des roches enfouies, et la formation de magmas primaires ou différenciés. Sur Terre, la dissipation d'énergie thermique se fait ainsi à 95 % au niveau des limites de plaques (dorsales, subduction et collision) et seulement pour 5 % par les points chauds[6]. « Il en résulte que le magmatisme de la Terre est également une expression des transferts de la chaleur interne. De cette façon, le magmatisme participe au refroidissement général et inéluctable du globe »[7].

Lors de la remontée de la roche ductile vers la surface, le magma se refroidit et peut cristalliser sans émerger pour former une roche plutonique dans des réservoirs (chambre magmatique, pluton), 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[alpha 2]. Si le magma atteint la surface, il jaillit par les cratères des volcans sous forme de lave dont la composition détermine 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, par exemple pour les volcans d'Hawaï.

Un magma est considéré comme acide, intermédiaire, basique ou ultrabasique en fonction de sa teneur en silice (%pds SiO₂)[alpha 3] :

• 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.

Processus schématiques de formation des roches.

• 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.