Magma (géologie)

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Lave basaltique à Hawaï issue d'un magma basique

Le magma est de la roche en fusion contenant des gaz dissous. Il se forme à haute température et sous haute pression par fusion partielle de la croûte terrestre ou du manteau. Le magma, moins dense que la roche solide de la lithosphère, est entraîné vers le haut par la poussée d'Archimède généralement sous forme de diapir.

Remontées magmatiques[modifier | modifier le code]

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 filon 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 500-550 °C, pour la carbonatite (au Kenya), à 1 200 °C, pour les volcans d'Hawaï, par exemple.

Caractéristiques minéralogiques[modifier | modifier le code]

L'acidité ou la basicité d'un magma dépend de sa teneur en silice (SiO2) :

  • riche en silice (plus de 66 %) le magma est acide, et sa viscosité est élevée :
  • pauvre en silice (moins de 52 %) le magma est basique, et sa viscosité est faible. Si le magma contient moins de 45 % de silice, il est alors dit 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 le température de fusion jusqu'à 100°C) ou le dioxyde de carbone.

Principales zones de formation[modifier | modifier le code]

  • Dans le manteau terrestre : entre 50 à 150 kilomètres de profondeur les conditions de pression et de température permettent la fusion partielle du manteau (fusion de moins de 5 % du matériau). Cette zone a été découverte grâce à sa faculté de ralentir la propagation des ondes sismiques et a été appelée low velocity zone (LVZ), ou zone à faible vitesse.
  • Au-dessus d'une subduction d'une plaque océanique sous une plaque continentale : il y a formation d'une cordillère. Le magma constitue alors une série différenciée.
  • Au-dessus d'une subduction d'une plaque océanique sous une autre plaque océanique : il y a formation d'un arc insulaire.
  • Au niveau des crêtes médio océaniques : les plaques s'écartent, la croûte est amincie et fracturée et la pression dans le manteau diminue. Le magma sort en formant la croûte océanique. Sous la mer, le magma s'épanche en pillow lava (ou lave en coussin).
  • Au niveau de points chauds (ou 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 plaque 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.

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]