Qu’est ce qu’un magma et les processus magmatiques ?

Qu’est ce qu’un magma et les processus magmatiques ?

Une origine lointaine

Après s’être formée par collision et accrétion de météorites et de planétésimaux et avoir partiellement fondu sous l’effet de la contraction gravitaire et de la radioactivité naturelle, la Terre a subi une différenciation physico-chimique. Les éléments les plus denses (Fe, Ni) se sont enfoncés vers le centre pour former le noyau, les légers (O, Si, Al, Ca, K, S) ont migré vers la surface pour créer le manteau et la croûte terrestre tandis que les plus légers et volatils (H, N, Ar, CO2, H2O) se sont exsolvés pour constituer les océans et l’atmosphère primitifs. De ces processus résultent la structure actuelle de la Terre .

La chaleur initiale de la Terre (due à l’accrétion), la chaleur latente de cristallisation du noyau, ainsi que la chaleur de désintégration des éléments radioactifs (croûte et manteau supérieur), sont à l’origine du flux géothermique. Ainsi, le noyau atteindrait des températures avoisinant les 5000°C, tandis que la surface de la Terre n’excède rarement les 50°C. Les activités magmatiques permettent le transfert de chaleur (mais aussi de matière) des couches les plus profondes de la Terre (manteau et noyau) vers les enveloppes externes de la Terre (lithosphère, hydrosphère et atmosphère ).

Définitions
Un magma est un mélange, en proportions variables suivant les conditions de température et de pression ainsi que de sa composition, de minéraux et d’une phase liquide généralement de nature silicatée. Il représente une étape transitoire entre un stade de fusion partielle d’un matériau source de nature mantellique ou crustale, et un stade de solidification lié soit au refroidissement, soit à la décompression dudit liquide. Lorsque la solidification s’effectue à la surface de la lithosphère, soit par refroidissement rapide (de quelques secondes à quelques mois), soit par décompression, les textures varient de vitreuse à microlitique et on parle de roches volcaniques ou effusives. Lorsque la solidification s’effectue à l’intérieur de la lithosphère, où le refroidissement est très lent (plusieurs milliers d’années), la texture résultante des roches est grenue. Ces roches sont dites plutoniques ou intrusives (e.g. le granite) et n’apparaissent à la surface que grâce à des réajustements isostatiques et/ou à l’érosion.

Localisations
C’est principalement aux limites des plaques, où se focalisent les flux d’énergie et de matière consécutifs aux mouvements des plaques, que se déroulent l’essentiel des processus magmatiques (i.e. dorsales médio-océaniques, plutons granitiques) bien que les sites intraplaques (i.e. îles volcaniques ou « OIB » pour Oceanic Island Basalt, grabens de distension précurseurs de rifts continentaux, qui sont parfois eux mêmes l’amorce d’une océanisation) présentent une activité magmatique non négligeable . Plus particulièrement, aux limites de convergence de plaques, les transferts et transformation d’énergie et de matière ainsi que les mécanismes pétrogénétiques sont complexes et variés. Il en résulte un magmatisme très diversifié (laves de compositions basaltiques, andésitiques, dacitiques, rhyodacitiques, rhyolitiques, trachytiques…), créant des ceintures magmatiques qui soulignent ainsi les limites de convergence .

Dans le cas où la convergence des plaques se traduit par la collision de masses continentales, le magmatisme est principalement un magmatisme d’anatexie crustale produisant des plutons granitiques. Au niveau des zones de subduction, des magmas très chauds et hydratés prennent naissance dans la croûte océanique subductée et le manteau sus jacent au niveau de la zone de Bénioff. En remontant à la surface, ils chauffent et échangent de la matière avec la croûte, pouvant ainsi produire une fusion crustale, et donc des magmas intermédiaire ou acide. Ces magmas mantelliques et crustaux s’expriment principalement par un volcanisme calcoalcalin, dit d’arc, lors d’éruptions plus ou moins explosives .

Fonctionnement d’un volcan d’arc et risques associés 

Les conditions de stockage pré-éruptives :
Le magma des volcans d’arc est stocké à une relativement faible profondeur, de l’ordre de 10 kilomètres, correspondant à des pressions de l’ordre de quelques centaines de mégapascals. Du fait de leur composition intermédiaire à acide, leur température est assez faible (en comparaison à des magmas basiques) et n’excède guère les 900°C. Le magma est généralement saturé (ou légèrement sous saturé) en volatils dissous. Les conditions oxydoréduction ainsi que le temps de stockage dans la chambre magmatique, par leur influence sur une possible cristallisation de phénocristaux sont aussi des paramètres déterminant les conditions de stockage.

La surpression de la chambre magmatique est le phénomène majeur permettant de déclencher la remontée du magma dans le conduit. Cette surpression peut avoir différentes origines. La cristallisation partielle du magma dans la chambre magmatique entraînant l’exsolution des volatils dissous, et donc une surpression, en est une. Une autre est l’injection de magma juvénile chaud entraînant une augmentation du volume du magma, et donc une surpression de la chambre magmatique.

Des études d’équilibres de phase sur des produits de différents styles d’éruptions (effusives et explosives) à la Montagne Pelée (Martinique) ont permis de remonter aux conditions pré-éruptives de cet édifice volcanique. Dans la chambre magmatique, le magma a une pression d’environ 200±50 MPa, la température est comprise entre 875°C et 900°C, l’état redox varie de ΔNNO-0.8 à ΔNN0+0.4, et la teneur en H2O est contrainte entre 5.3 à 6.3 %wt (Martel et al., 1998). De plus les compositions globales ainsi que celles du liquide interstitiel ou des phénocristaux ne présentent pas de variations systématiques en fonction du style éruptif (effusif ou explosif). Les conditions pré-éruptives sont donc sensiblement similaires quel que soit le style éruptif (Martel et al., 1998).

Les conditions d’ascension magmatique, un contrôle sur les différents styles éruptifs: Les volcans d’arcs sont caractérisés par des styles éruptifs différents. Ce sont des systèmes complexes impliquant une diversité de processus physiques et chimiques depuis la genèse des magmas jusqu’à leur émission en surface. Cependant, un même édifice, pour des conditions pré-éruptives données, peut soit émettre un simple épanchement lavique (formation d’un dôme) soit s’exprimer par différentes activités plus ou moins explosives comme, par exemple, les éruptions pliniennes . Ces changements de styles d’éruptions sont attribués à la vitesse d’ascension du magma dans le conduit (Jaupart & Allègre, 1991 ; Woods & Koyaguchi, 1994 ; Rutherford, 2008). La vitesse d’ascension est contrôlée d’une part par la surpression créée à la sortie du réservoir magmatique, et d’autre part par les divers processus intervenant dans le conduit (dégazage, cristallisation, etc…) qui entraînent des variations des caractéristiques physico-chimiques du magma (viscosité, teneur en cristaux, etc…).

Lors de l’ascension magmatique, la décompression subie par le magma entraîne la diminution de la solubilité des volatils dissous qu’il contient. Devenant ainsi saturé en gaz, ceux-ci vont alors s’exsolver en créant des bulles. Si la remontée du magma est suffisamment lente (de l’ordre du cm.s⁻¹), ces bulles vont petit à petit croître, puis coalescer. C’est la vésiculation. La perméabilité du magma étant ainsi augmentée, la perte de volatils du magma vers les parois encaissantes du conduit est favorisée. L’éruption sera alors effusive et un dôme magmatique se formera en surface (Eichelberger et al., 1986; Figure 1.5). Celui-ci pourra être déstabilisé par écoulements pyroclastiques plus ou moins explosifs. Par contre si la remontée est très rapide (de l’ordre du m.s⁻¹), les bulles n’ont pas le temps nécessaire pour coalescer, les volatils exsolvés restent piégés dans le magma, entraînant une augmentation du volume des gaz. Cette surpression se traduit par une éruption très explosive (Jaupart & Allègre, 1991 ).