Magma

Définition

Le magma est le nom donné aux masses de roches en fusion ou semi-fondues de l'intérieur de la Terre ou d'autres planètes. Les magmas sont généralement composés d'un mélange de liquides, de matières volatiles et de solides. Les plus communs sont de 3 types : basaltiques, granitiques et andésitiques.

Du magma de lave de volcan :

La lave de volcan est du magma en fusion, formant des coulées de lave, ici au volcan bouclier Kilauea à Hawaï.

Explications

Étymologiquement, magma signifie pâte pétrie. C'est une masse silicatée en fusion, de température très élevée, saturée d'éléments gazeux dissous, qui se forme dans les zones profondes de l'écorce terrestre; moins dense que la roche solide de la lithosphère, il est entraîné vers le haut par la force de la poussée d'Archimède.

Il existe plusieurs variétés de magma désignés par leur composition ou leur fluidité : magma basaltique, granitique ou andésitique, magma fluide ou visqueux. Les coulées de lave volcanique sont des épanchements de magma.

Quand le magma refroidit, ses composants cristallisent des roches ignées qui peuvent être de deux types : si le magma cristallise à l'intérieur de la terre, les roches plutoniques ou intrusives sont formées, mais si elle monte vers la surface, la matière fondue sera alors appelée la lave, et lorsqu'elle refroidit, elle forme des roches volcaniques ou effusives (intrusives et effusives sont des termes en désuétude).

Les magmas se développent en profondeur dans la croûte et sont censés exister dans des "chambres magmatiques" en tant que substitut du temps libre indiquant une zone où la température est incroyablement suffisante pour faire fondre la roche, et la pression est suffisamment basse pour permettre au matériau de s'amplifier. et existent à l'état liquide.

Types de magmas

Les magmas les plus communs répondent à trois types principaux :

• Magmas basaltiques : peuvent être toléliques, pauvres en silice (< 50 %) et produits dans le dos, ou alcalins, riches en sodium et en potassium, produits dans les zones de l'intérieur des plaques tectoniques. Ils sont les plus communs.
• Magmas granitiques : ont le point de fusion le plus bas et peuvent former de gros plutons. Ils proviennent de zones orogéniques comme l'andésitique, mais de magmas basaltiques ou andésitiques qui traversent et fondent des roches sédimentaires ignées ou métamorphisées de la croûte qui, lorsqu'elles sont incorporées dans le magma, modifient sa composition.
• Magmas andésitiques : Teneur en silice (< 60 %) et en minéraux hydratés, tels que les amphiboles ou les biotites. Ils sont formés dans toutes les zones de subduction, qu'elles soient continentales ou océaniques.

D'autre part, selon sa composition minérale, le magma peut être classé en deux grands groupes : mafique et felsique. Fondamentalement, les magmas mafiques contiennent des silicates riches en magnésium et en fer, tandis que les felsiques contiennent des silicates riches en sodium et en potassium.

Évolution des magmas

La composition des magmas peut varier en fonction de plusieurs processus :

• Différenciation : lors du refroidissement d'un magma l'ordre de cristallisation des minéraux dépend de leur point de fusion, cristallisant d'abord ceux de point de fusion supérieur et enfin ceux de plus faible (cristallisation fractionnée). La composition du magma restant (magma résiduel) varie dans ce processus. Dans les magmas basaltiques, cet ordre est défini par la série dite Bowen. Si les cristaux se forment ou si le magma résiduel ne bouge pas, la roche résultante aura la même composition globale que le magma initial, mais la différenciation intervient parce que les cristaux qui se forment peuvent tomber et s'accumuler dans les zones inférieures de la chambre magmatique (différenciation gravitationnelle), ou le magma résiduel peut migrer en diminuant la taille de la chambre (filtrée par pression) ou des bulles riches en sodium et potassium, éléments plus légers, qui se déplacent vers le toit de la chambre (transport gazeux pouvant se former).
• assimilation : lorsque le magma fait fondre une partie de la roche incrustante et l'intègre dans sa composition, qui varie proportionnellement à la nature du nouveau volume de roche fondue incorporée.
• Mélange : quand deux magmas d'origine et de nature différentes sont mélangés, bien que la normale soit le mélange de magmas de même origine : l'un déjà différencié avec un autre nouveau, primaire et plus chaud, qui l'incorpore.

Températures et points de fusion

La température à laquelle les masses fondues riches en silice commencent à se former varie entre 700 et 900 °C, tandis que les masses fondues pauvres en silice commencent à se former entre 1 200 et 1 300 °C.

On l'appelle le point de solidus (solide mais coexistence solide et liquide) à la température à laquelle un point de roche et de liquidus (liquide mais coexistence liquide et solide) commence à fondre à la température à laquelle la fusion est complète. La présence d'eau et la diminution de la pression peuvent réduire les points de solidus et de liquidus d'une roche, ce qui facilite la formation de magmas sans augmenter la température.

Contrôles sur les styles d'éruption explosive

Lorsque le magma remonte à la surface, il subit une diminution de pression, ce qui entraîne une diminution de la solubilité des composants gazeux tels que l'eau et le dioxyde de carbone. Les éruptions explosives impliquent soit une combinaison d'expansion soudaine et d'échappement de gaz volcanique du magma ascendant, soit, dans le cas des éruptions phréatomagmatiques, une perturbation soudaine du magma rapidement éteint et de la vapeur en expansion. Là où l'expansion du gaz magmatique est le principal moteur, le style d'éruption est en gros corrélé avec la composition du magma. Les éruptions hawaïennes et stromboliennes sont typiques des magmas basaltiques, tandis que les éruptions vulcaniennes et pliniennes, et leurs courants de densité pyroclastiques associés, impliquent généralement des magmas intermédiaires à felsiques.

Les magmas basaltiques ont des viscosités plus faibles que les magmas intermédiaires et felsiques en raison de leur composition chimique et de leurs températures plus élevées. Ceci est important pour contrôler l'efficacité avec laquelle le magma ascendant perd son gaz et donc le type d'activité explosive produite. Une faible viscosité a tendance à permettre aux bulles de gaz de se déplacer indépendamment du liquide et ainsi de s'échapper du magma, réduisant l'accumulation de pression nécessaire pour provoquer la libération de gaz explosif. En revanche, une viscosité élevée a tendance à piéger les bulles de telle sorte qu'elles peuvent accumuler de la pression à mesure qu'elles se développent dans le magma. Mais la vitesse à laquelle le magma éclate joue également un rôle : si le magma éclate très rapidement, le temps disponible pour que le gaz s'échappe, soit par un écoulement séparé, soit à travers un réseau perméable de bulles de gaz, est réduit, ce qui augmente la probabilité d'accumulation de pression et d'activité explosive. En d'autres termes, les échelles de temps relatives de la perte de gaz et de l'apport de magma, qui sont liées à la viscosité du magma et à la vitesse de montée du magma, contrôlent l'explosivité.

Dans les magmas à faible viscosité (généralement basaltiques) dans des conditions impliquant des taux d'ascension de magma très faibles et des taux d'échappement de gaz très élevés, de grosses bulles de gaz peuvent traverser le magma et éclater à la surface sans éjecter beaucoup de magma - c'est ce qu'on appelle le pistonnage de gaz. Des vitesses d'ascension plus élevées, avec par conséquent moins de temps pour que la séparation des gaz intervienne, donnent des explosions stromboliennes intermittentes lorsque de grosses bulles de gaz montent, éclatent à la surface du magma dans l'évent et pulvérisent du magma en altitude. Des taux d'ascension encore plus élevés inhibent ou empêchent les bulles de gaz de voyager séparément du magma ascendant, produisant des fontaines hawaïennes ou, à des taux de décharge de magma exceptionnellement élevés, une activité plinienne.

Le style d'éruption est donc dicté par plusieurs variables :

1. la composition et le contenu volatil du magma qui s'y nourrit;
2. la dynamique de l'écoulement dans la digue ou le conduit reliant la zone de stockage du magma à l'évent (ceci contrôle les débits de fonte et de gaz et s'ils s'écoulent indépendamment l'un de l'autre);
3. l'environnement dans lequel le magma est a éclaté. Ces variables peuvent changer de manière significative au cours d'une éruption.

En conséquence, les éruptions évoluent généralement à travers différents styles et phases d'activité causés par le changement du taux d'éruption, la composition du magma ou l'accès à l'eau. Par conséquent, de nombreuses éruptions ne peuvent être décrites par un seul terme.

Dans les magmas à haute viscosité, une combinaison de taux d'ascension extrêmement lents (considérés sur des bases empiriques comme étant inférieurs à 0,1 à 0,01 m / s) et de taux modérés d'échappement de gaz permet soit au gaz de s'évacuer à la surface, soit aux dômes de lave visqueux de s'extruder lentement. Les éruptions vulcaniennes sont associées à des explosions de magma très visqueux dans un dôme ou au sommet d'un conduit de magma. Des taux de montée de magma plus rapides empêchent le gaz de s'échapper de sorte que les magmas intermédiaires à felsiques à décharge rapide subissent une fragmentation explosive bien en dessous de l'évent pour produire des éruptions pliniennes ou des courants de densité pyroclastiques, selon les détails des conditions d'évent et la dynamique du panache.

Les styles explosifs, du moins des magmas qui ne rencontrent pas de quantités importantes d'eau, sont donc déterminés par la dynamique de l'écoulement et du dégazage du magma dans le conduit souterrain. La concentration initiale de volatils présents dans le magma en profondeur joue un rôle subsidiaire. Alors que l'efficacité de l'échappement du gaz est influencée par la viscosité du magma et donc la composition du magma, le dégazage lui-même augmente la viscosité du magma par deux mécanismes. Premièrement, la viscosité d'un magma augmente à mesure que la quantité d'eau dissoute diminue. Deuxièmement, la température de cristallisation d'un magma augmente à mesure que la quantité d'eau dissoute diminue, de sorte que le dégazage d'un magma humide favorise la nucléation et la croissance de nombreux petits cristaux, ce qui augmente la viscosité du magma. La cristallisation induite par le dégazage dépend fortement du temps ou de la vitesse, de sorte que des changements subtils du débit de magma provoqués par des changements subtils de la largeur du conduit peuvent entraîner des rétroactions entre le taux d'ascension du magma, le taux d'échappement du gaz et la pressurisation qui peut forcer les transitions entre les styles d'éruption explosive et effusive, et vice versa, qui peuvent développer des modèles cycliques.

En rapport avec "magma"

• chambre magmatique

  

  La chambre magmatique est l'emplacement sous l'évent d'un volcan où la roche en fusion (magma) est stockée avant l'éruption.

• magmatisme

  

  Le magmatisme est le mouvement ou l'activité du magma, notamment dans les chambres magmatiques. Le magmatisme est peut-être l'ingrédient le plus critique pour...

• roche magmatique

  

  Les roches magmatiques (ou ignées) se forment lorsque le magma (roche fondue) se refroidit et se solidifie.

• basalte

  

  Le basalte est une roche ignée volcanique de couleur sombre, composée de silicates de magnésium et de fer et de silice, qui est l'une des roches les plus...