Volcanisme continental/Magma

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Nature, composition et situation du Magma

Le magma est le nom donné au produit de la fusion partielle ou totale d'un certain volume de roche. La plupart du temps, le magma est issu de la fusion partielle d'une certaine zone du manteau lherzolitique. Cette fusion intervient lorsque les conditions de température, de pression et d'hydratation du manteau sont adéquates. Il existe une grande variété de magmas, cependant, si l’on excepte le cas des natrocarbonatites, les différents magmas existants sont le résultat d'une cristallisation fractionnée plus ou moins avancée. En effet, chaque minéral possédant une température de fusion qui lui ait propre, les variations de température du magma vont souvent de concert avec une évolution de la composition de celui-ci. Ainsi, certains minéraux comme l'olivine, le pyroxène ou le plagioclase cristalliseront à des températures relativement élevées (et seront majoritaires dans la composition d'un basalte ou d'un gabbro) tandis que d'autres comme le quartz, le feldspath ou le mica cristalliseront à des températures beaucoup plus faibles (et entreront dans la composition d'une rhyolite ou d'un granite). Dans le cas du volcanisme continental, le magma formé sera de nature felsique (granite, rhyolite, trachyte, etc.) lorsqu’il s'agira d'un volcanisme de subduction. En ce qui concerne le volcanisme de point chaud, la composition du magma dépendra d'une multitude de facteurs dont un en particuliers, la profondeur du moho. Le magma sera de nature alcaline du fait de la profondeur de l'origine du panache mantellique dont il est issu et pourra se présenter sous la forme de basalte très mafique (Kilauea) ou sous la forme d'une rhyolite très felsique (Yellowstone). Tous les intermédiaires entre ces deux types de magma seront également possibles.

Le magma contient des gaz dissous et/ou sous forme de bulles plus ou moins volumineuses.

L’origine du magma est double :

• au niveau des zones de subduction, une plaque océanique formée par accrétion de lave basaltique, de plutons de gabbro ainsi que par les dépôts de sédiments marins (suite ophiolithique) se trouve serpentinisée à sa surface par la forte pression exercée par l'eau sur le fond marin. Cette plaque s'enfonce sous une autre plaque (souvent continentale), une fois dans l’asthénosphère, la plaque océanique subduite subit un phénomène de déserpentinisation dû à la forte pression exercée par le manteau environnant. Ce phénomène pousse la plaque à libérer toute l'eau qu'elle avait absorbé durant son séjour sous l'eau. Cette libération d'eau hydrate le manteau et abaisse ainsi sa température de fusion. 25 à 30% du volume de roches hydraté fond et remonte vers la surface sous l'effet de la poussée d’Archimède. Le phénomène de cristallisation fractionnée faisant œuvre, seuls les minéraux aux températures de fusion les plus faibles restent liquides. La composition du magma évolue donc avec sa température. Le magma suit alors la suite B.A.D.R., il passe successivement par les stades de basalte, andésite, diorite et rhyolite. Une fois arrivé à la surface supérieur du manteau lithosphérique, le magma arrête sa remontée en se heurtant au moho. C’est souvent à ce niveau qu'une chambre magmatique se forme ou qu'un pluton magmatique cristallise.
• l’accrétion à l’origine de la planète a mélangé des éléments de densité différentes qui par la suite se sont progressivement séparés par densité (les plus denses se regroupant au centre de la planète, les moins denses étant chassés vers la périphérie), ce tri gravitationnel peut se poursuivre encore aujourd’hui apportant à la base de la croûte terrestre du nouveau matériel crustal. C’est d'ailleurs en partie ces résidus de croûte océanique subduite qui remontent au niveau des points chauds pour former un magma alcalin.

La couche de magma n’est pas continue à la base de la croûte terrestre : les relevés sismiques montrent l’existence de poches de magma limitées. Le magma plus chaud que les roches au contact desquelles il se trouve, leur cède de la chaleur les faisant fondre et, ainsi, les incorpore : c’est ainsi que va pouvoir se constituer un réservoir magmatique qui dans un premier temps avec le même mécanisme pourra s’étendre vers la surface (sans l’atteindre) et aussi s’élargir.

La remontée du Magma

Un passage facilité

Lors de sa remontée, le magma est au contact de roches de la croûte terrestre et leur cède de la chaleur. En cédant de la chaleur, le magma se refroidit et ses capacités de progression vers la surface diminuent. Si le magma trouve un passage lui permettant d’atteindre plus facilement, plus rapidement, la surface il cèdera moins de chaleur aux roches traversées lui permettant de conserver une plus grande fluidité.

Comme les volcans continentaux sont liés à des failles, celles-ci peuvent représenter des passages facilités nécessaires à l’installation des volcans.

Le magma en remontant n’ouvre par la faille mais s’insinue dans ce plan de faiblesse de la croûte terrestre.

Le rôle des gaz

La limite de solubilité des gaz (quantité maximale de gaz pouvant être contenue dans un volume unitaire de mélange) dans un liquide est d’autant plus importante que la pression est forte.

La pression des matériaux dans la Planète est d’autant plus grande qu’ils sont proches du centre de celle-ci. Lors d’une remontée du magma, sa pression tend à diminuer et une part des gaz dissous ne peut rester dans cet état et passe sous la forme de bulles gazeuses. Comme les gaz occupent un volume plus grand sous la forme de bulles gazeuses que sous forme dissoute, le volume de magma augmente et son niveau supérieur tend à s’élever dans la structure volcanique. En s’élevant, la pression diminue encore, la séparation des gaz s’accentue augmentant encore le volume de magma… De plus, moins la pression est forte plus une même quantité de gaz sous forme de bulles gazeuses occupe un grand volume : cela contribue à l’augmentation du volume global de magma lors de la remontée.

Remarque - Les boissons gazeuses sont conditionnées sous pression dans des récipients suffisamment résistants pour résister à la pression. L’ouverture d’une bouteille de boisson gazeuse provoque une chute de la pression du contenu provoquant l’apparition de bulles de gaz et, dans certaines conditions, le débordement du liquide.

Les gaz dissous dans le magma et leur changement d’état en fonction de la pression sont à l’origine du mécanisme de remontée du magma.

Ce qui est dit précédemment explique la remontée du magma dans une cheminée déjà ouverte. Lors d’une première remontée, il n’y a pas de baisse de pression du magma mais en remontant il est au contact de roches plus froides que lui et sous une pression plus faible : les roches soumises à la chaleur et à la pression du magma fondent se mélangent avec le magma et, ainsi, celui-ci s’insinue dans le plan de faille. Sans ce niveau de faiblesse que représente la faille au sein de la croûte terrestre, le magma remonterait plus lentement, perdrait plus de chaleur et n’atteindrait pas la surface expliquant que les volcans s’installent sur des failles. La croûte terrestre montre de nombreuses failles notamment dans les zones continentales qui bordent une subduction, là où se trouve le magma, car c’est cette subduction qui les crée. Ainsi, un réservoir magmatique lors de son installation finira par rejoindre un plan de faille qui facilitera la remontée du magma à partir du moho.

Magma, Lave et Roches volcaniques

En zone de subduction, la composition du magma évolue au fur et à mesure de sa progression vers la surface, en effet, comme expliqué précédemment certains minéraux cristallisent avant d'autres.

La plupart des gaz contenus dans le magma n'apparaissent réellement que durant le passage de celui ci dans une chambre magmatique. En effet, la cristallisation des éléments les plus denses dans une chambre magmatique produit une libération de gaz qui était jusqu'à présent dissous dans le magma fraichement cristallisé. Ce gaz, sous forme de bulles entraine le magma vers la surface et est expulsé souvent par la bouche volcanique située la plus en hauteur sur le volcan. Les coulées de lave sortent souvent par les flanc du volcan et sont donc dénuées de gaz. Une fois le magma arrivé à la surface, on ne parle plus de magma mais de lave.

La nature chimique des magmas est donc variée et peut même varier au cours du temps pour un même site. Lorsque le matériel volcanique en fusion atteint la surface de la Terre, les gaz s’en échappent (dans l’atmosphère ou l’hydrosphère) et des éléments s’oxydent modifiant la nature chimique du matériel volcanique qui même s’il reste fluide, est suffisamment modifié pour ne plus être le même matériel : cela explique la différenciation entre Magma et Lave selon que le matériel volcanique en fusion est en profondeur ou en surface.

Le refroidissement de ce matériel volcanique va permettre sa solidification et ce changement d’état ne permet plus de le nommer Magma ou Lave : c'est, alors, une roche volcanique. Selon le matériel volcanique en fusion dont elles sont issues, la nature chimique des roches volcaniques sera différente d’où une grande variété de ces roches.

Lors du refroidissement dans des intervalles de températures définis certains éléments cristallisent : des regroupements d’atomes se forment et s’organisent en des volumes prismatiques (limités par des faces planes) et architecturés (assemblages homogènes dans leur composition et leur structure qui leur donnent des formes et des propriétés optiques propres permettant leur reconnaissance en microscopie polarisante) : ces volumes prismatiques sont des cristaux. Mais pour une composition chimique donnée du matériel en fusion originel, la taille des cristaux d’une roche volcanique dépend de la vitesse de refroidissement. Pour qu’il y ait formation des regroupements d’atomes conséquents dans un intervalle de température donné, il faut, outre la présence des atomes se regroupant et leur abondance, que la fluidité de la lave soit suffisante et que la température se maintienne suffisamment longtemps dans l’intervalle de formation du type de cristal.