MAGMA TERRESTRE

Les magmas résultent de la fusion partielle des roches de la croûte ou du manteau terrestre ; ce sont donc des fluides silicatés (plus rarement carbonatés). Lorsque le magma remonte à la surface, on parle de lave (qui se solidifie en roche volcanique) ; lorsqu'il cristallise en profondeur, on parle de roche plutonique ou intrusive. Les magmas sont en effet produits en profondeur, laquelle dépend du contexte géodynamique car ce sont les mouvements de la Terre qui provoquent le magmatisme. La composition des magmas est variée, mais les magmas basaltiques et granitiques prédominent. Les magmas basaltiques (les plus liquides, avec environ 50 p. 100 de silice, SiO₂, et d'autres cations, principalement Al, Fe, Ca, Mg) se forment à une profondeur de 10 à 50 kilomètres sous les dorsales océaniques, où ils sont très majoritairement produits actuellement (plus de 95 p. 100), et jusqu'à 150 kilomètres en zone de subduction. Les magmas granitiques (environ 70 p. 100 de silice, plus Al, Na, K), produits en contexte orogénique pour l'essentiel, proviennent de 15 à 50 kilomètres de profondeur. Les enregistrements sismologiques ont également détecté des poches de magmas à la base du manteau (2 890 km) ; celles-ci sont caractérisées par des zones à très faible vitesse sismique (ultra-low velocity zones).

La manifestation la plus connue des magmas est le volcanisme auquel ils donnent lieu. Mais ils servent aussi à transférer matière et chaleur entre les enveloppes terrestres (manteau, croûte, hydrosphère et atmosphère), car ils sont mobiles et capables de traverser ces différentes couches. Ce sont en quelque sorte les agents de différenciation de la Terre. Les croûtes océaniques et continentales sont formées par solidification de magmas, respectivement basaltiques et granitiques. Le dégazage des magmas a contribué à la formation de l'atmosphère ; le noyau terrestre s'est formé au sein d'un océan magmatique.

Les magmas sont formés en profondeur

La source essentielle des magmas est mantellique. Leur présence est confinée à la base de la lithosphère et du manteau. C'est en effet dans ces zones que la température approche au plus près celle de fusion des roches et peut la dépasser ; elles constituent des couches limites thermiques où la chaleur s'évacue par conduction ; le gradient de température y est élevé. Le solidus – c'est-à-dire l'apparition de la première goutte de liquide dans la courbe pression-température – peut donc être franchi lorsque la roche mère est remontée par les mouvements convectifs du manteau ; on parle de décompression adiabatique. C'est la principale cause de fusion dans le manteau (dorsales, points chauds). D'autre part, la présence d'éléments volatils abaisse le solidus : — 150 ⁰C pour 5 p. 100 d'eau, — 50 ⁰C pour 5 p. 100 de CO₂ (Hirschmann 2010). Il devient donc franchissable lors du recyclage des éléments volatils en profondeur, comme les zones de subduction.

Dans le domaine continental, les magmas d'origine crustale, essentiellement granitiques, sont produits, par exemple, lors d'un épaississement crustal impliquant un excès de chaleur radiogénique, ou bien au contact d'un magma basaltique plus chaud intrusif.

La fusion de la source est partielle, avec un taux de fusion qui varie actuellement de 10 à 15 p. 100 pour la genèse de liquides basaltiques, et jusqu'à 3 p. 100 pour des liquides granitiques. Les éléments qui sont fractionnés lors de la fusion (ou la cristallisation) partielle d'une roche sont plus ou moins compatibles avec la structure cristalline des silicates. Cela permet de dater la formation d'un magma en utilisant un « couple isotopique », où isotopes père et fils présentent un degré d'incompatibilité différent. Cela permet également d'estimer le taux de fusion partielle à partir de la concentration d'éléments en traces incompatibles.

Du fait que les magmas se forment en profondeur découlent deux conséquences majeures. La première est que des éléments ou composés qui ne peuvent se dissoudre dans le magma à pression ambiante le peuvent aux conditions de haute pression de leur genèse. La solubilité de l'eau dans un magma augmente de 0,3 p. 100 à pression ambiante à 8-10 p. 100 à 0,5 gigapascal (GPa), selon la composition du magma. Le dioxyde de carbone (CO₂), bien qu'environ dix fois moins soluble, augmente dans des proportions similaires, ainsi que le soufre, les halogènes et autres volatils. Au-delà d'un seuil de pression, fluide aqueux et magma deviennent miscibles et ne forment plus qu'une seule phase homogène. À l'inverse, lors de la remontée du magma, ces volatils vont être exsolvés et éventuellement former une phase fluide à l'origine du volcanisme explosif.

La seconde conséquence de la genèse des magmas en profondeur est qu'un certain nombre de mécanismes vont pouvoir les affecter lors de leur ascension, ascension liée à leur excès de flottabilité. Par exemple, l'interaction entre magmas basaltiques et croûte continentale est importante car les roches de la croûte sont moins denses et bloquent l'ascension du magma qui sera collecté et stocké dans des chambres magmatiques. Les temps de stockage sont propices au refroidissement, autrement dit au transfert de chaleur vers l'encaissant, et à la cristallisation partielle dite « fractionnée ». On parle de différenciation magmatique pour décrire la série de magmas produits depuis le magma basaltique primaire jusqu'à des liquides évolués. Les différents magmas peuvent enfin se mélanger entre eux. Il en résulte une variété de compositions chimiques, qui s'ajoute à celle générée à la source par des variations de taux de fusion, de conditions de pression et de composition de la roche mère.

Enfin la genèse en profondeur des magmas entraîne un échantillonnage naturel des minéraux et roches environnantes lors de leur ascension. Les roches, « xénolites », proviennent de la croûte inférieure et/ou du manteau lithosphérique. Parmi les minéraux, le plus remarquable est le diamant (stable uniquement au-delà de 5 GPa, soit à environ 150 km) échantillonné par les kimberlites, magmas d'origine la plus profonde connue.