L’origine des magmas

Contrairement à ce que suggère l’intuition, la température n’est pas le paramètre le plus important dans la production de magmas. C’est la pression.

Considérons, par exemple, des péridotites entraînées par la convection mantellique et remontant lentement sous une dorsale océanique.

A 80 km de profondeur, elles sont solides ; en effet, à la pression régnant à cette profondeur, la température voisine de 1 000 ° C. Il faudrait préciser inférieure à la température de fusion des minéraux les plus fusibles. A 20 km, la température est de 900 °C ; mais la baisse de pression a réduit la température de fusion des péridotites à 800°C : elles fondent alors partiellement. Dans cet exemple, le moteur de la fusion est la baisse de pression, à mesure que les péridotites montent vers la dorsale océanique.

Fusion suite à un apport de fluides, par exemple H2O

Dans les zones de subduction, on a constaté que la fusion de la lithosphère océanique se produit à des températures anormalement faibles. Ce sont les grandes quantités d’eau emmagasinées dans la croûte océanique, et surtout dans les sédiments marins, qui sont responsables de cet abaissement du point de fusion.

L’addition de 1 % d’eau peut abaisser la température du solidus de 100 °C environ.

Fusion suite à une élévation de température

Dans le cas des points chauds, le très fort gradient de température existant à la transition noyau-manteau est responsable de la formation de cheminées ascendantes de matériaux mantelliques. Au cours de leur montée, ces matériaux provoquent, à divers niveaux, des fusions partielles du manteau, puis des croûtes continentales ou océaniques traversés. Les basaltes des points chauds, contaminés lors de leur remontée, n’ont donc pas une composition chimique homogène.

Les magmas basaltiques sont chauds (1 100 à 1 200 °C), très fluides et relativement denses du fait de leur richesse en minéraux ferro-magnésiens et leur pauvreté en silice (50 %). Ils engendrent de longues coulées, caractéristiques du volcanisme effusif. Les volcans rejetant ces laves basaltiques fluides sont relativement peu dangereux. Le long des dorsales océaniques où ils constituent la partie superficielle (basaltes sous-marins à structure en pillow) de la croûte océanique.

Les magmas rhyolitiques sont moins chauds (1 000°C), pâteux, riches en gaz dissous (H2O, CO2 …) et peu denses du fait de leur richesse en silice (plus de 70 %). Ils s’écoulent difficilement. Lors de leur ascension, leur viscosité rend difficile, voire empêche, l’échappement des gaz.

Les zones de subduction sont qualifiées de marges actives : les volcans y sont nombreux et souvent dévastateurs. Une marge passive est définie par comparaison avec une marge active ; la transition progressive entre lithosphère continentale et océanique lui confère une stabilité remarquable. Les marges actives ne sont pas seulement le lieu d’éruptions volcaniques. Le plongement de la plaque océanique est également à l’origine d’intenses déformations du rebord de la plaque lithosphérique adjacente, notamment lorsque celle-ci est continentale. Exemple les Andes. Mais toutes ces informations font l’objet d’autres études à aborder….

La surpression exercée est à l’origine d’explosions violentes

Quant aux magmas andésitiques, de composition chimique intermédiaire, très riches en gaz dissous, ils alimentent le volcanisme explosif des marges actives. Même si, en termes de volume, ce volcanisme est peu important (environ 13 % du magmatisme global), il est extrêmement spectaculaire et dangereux : 30 000 victimes lors de l’éruption de la montagne Pelée à la Martinique au début du XXè siècle et 25 000 morts lors de l’éruption du Nevado del Ruiz en Colombie (1985).

Nature et volume du magmatisme terrestre

Le magmatisme aux dorsales, invisible car le plus souvent sous-marin, est prépondérant. Dans tous les cas, les roches effusives sont moins abondantes que les roches grenues, intrusives, qui ont cristallisé en profondeur. Les collisions entre lithosphères continentales décrites avec l’exemple de l’Himalaya, forment des granitoïdes.

Comme les tremblements de terre, mais à un moindre degré, les volcans sont localisés à la limite des plaques : volcans accompagnant les dorsales océaniques, responsables pour 80 % du magmatisme global, ou disséminés le long des zones de subduction, notamment sur le pourtour de l’océan Pacifique. Cette ceinture de feu circum-pacifique abrite la majorité des volcans défrayant l’actualité (mont Saint Helens, El Chichon, Nevado del Ruiz …).

Les zones de subduction sont qualifiées de marges actives : les volcans y sont nombreux et souvent dévastateurs. Une marge passive est définie par comparaison avec une marge active ; la transition progressive entre lithosphère continentale et océanique lui confère une stabilité remarquable.

Les marges actives ne sont pas seulement le lieu d’éruptions volcaniques. Le plongement de la plaque océanique est également à l’origine d’intenses déformations du rebord de la plaque lithosphérique adjacente, notamment lorsque celle-ci est continentale. Exemple les Andes. Mais toutes ces informations font l’objet d’autres études à aborder….