Modalités de migration d'un magma.

Géologie
Frederic Labaune
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Modalités de migration d'un magma.

Messagepar Frederic Labaune » 02 janv. 2012, 21:13

Bonjour.

Il est convenu que le magma nait par fusion partielle de péridotite à plus ou moins grande profondeur dans le manteau.
Si l'on peut comprendre la formation de diapirs (les gouttes de liquide se rassemblent ?), j'ai un peu plus de mal à voir comment un magma peut monter à travers le manteau puis à travers la croûte.
Comment se fraie-y-il son chemin ? il fait fondre les roches environnantes ? (auquel cas, sa composition chimique change... dans quelle mesure ?)
Il profite de la présence de fissures... mais une fissure, même en surface (donc sans pression), ça n'est pas bien large...
Ce sont des processus qui semblent rapides puisque la température des magmas est très élevée... Pourriez-vous donner quelques indications de vitesse ?
Le passage par des chambres magmatiques sont-ils des passages obligés ?

Je vous remercie pour votre réponse et votre implication sur notre forum.
Fred SVT inside

Georges CEULENEER
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Re: Modalités de migration d'un magma.

Messagepar Georges CEULENEER » 03 janv. 2012, 17:03

Bonjour,

Votre question porte sur une thématique de recherche encore très récente que l'on appelle "L'étude de la migration du magma dans le manteau". Vous avez, en la posant, apporté quelques éléments de réponse tout à fait pertinents qu'il me suffira de préciser. D'abord, de quels outils disposons-nous pour comprendre les mécanismes de migration et visualiser les "racines des volcans"? La géophysique (sismologie, gravimétrie, magnétotellurique) peut imager (quoique bien imparfaitement, les images sont très "floues") les grands corps magmatiques relativement superficiels comme les chambres magmatiques crustales (celles situées sous les dorsales, sous certains grands volcans, etc...). Elle est par contre impuissante, dans l'état actuel des techniques, pour visualiser la répartition du magma dans la matrice péridotitique solide: le manteau est un assemblage de cristaux dont la taille est typiquement de quelques mm... c'est peu dire que la résolution des méthodes géophysiques n'a pas atteint ce niveau. On peut supposer malgré tout que le magma se concentre dans des filons ou dans des corps de plus grande dimension et des campagnes d'observations ont été menées pour tâcher de les détecter : des stations sismologiques et magnétotelluriques ont été installées pendant des mois sur le fond de la mer, au niveau de segments très productifs en laves de la dorsale est-pacifique, ... et n'ont quasi pas détecté la présence de magmas à des profondeurs correspondant à la zone supposée de fusion partielle (quelques dizaines de km sous le Moho). Des manips similaires sont en cours pour détecter la présence de magma sous les volcans du rift est africain.

En attendant le développement d'outils plus performants permettant l'observation de magmas dans des zones actives, il reste deux approches: la modélisation mathématique et l'observation de systèmes de migration "fossiles" dans des affleurements du manteau (les massifs de péridotites et la section mantellique des ophiolites). Les modèles mathématiques de ce qu'on appelle les écoulements bi-phasiques (le manteau solide se déformant plastiquement et le magma interstitiel) prévoient que le magma se concentre rapidement dans des horizons qui vont migrer vers le haut du fait de la plus faible densité du magma. C'est ce qu'on appelle des "ondes de compaction". Petite parenthèse, le magma n'est moins dense que le manteau solide qu'à relativement basse pression (à des profondeurs inférieures à 200-300 km). Le magma produit à plus grand profondeur serait plus dense que le solide (du fait de la plus grande compressibilité des liquides) et migrerait vers le centre de la terre... c'est peut-être une situation qu'à connue notre planète lorsqu'elle était plus chaude et que le magma était formé à plus grande profondeur qu'actuellement. Peut-être aussi il y a-t-il actuellement un magmatisme caché dans les profondeurs du manteau dont nous n'aurions aucun écho en surface! Cela fait rêver... mais l'hypothèse n'est pas ridicule.

Les observations faites dans les affleurements du manteau sont les plus précises et les plus conformes à la réalité, même s'il s'agit d'une réalité ancienne (des systèmes magmatiques ayant été actifs il y a des dizaines, voire des centaines de millions d'années). On observe trois grands types de structures magmatiques: les filons, comme vous le mentionnez. Il s'agit d'ancienne fractures induites par la surpression du magma provoquant la fracturation hydraulique de la roche (pas de fractures pré-exsitantes à des profondeurs supérieures à une dizaine de kilomètres, votre image de magmas profitant de la présence d'une fissure est tout à fait correcte et observée, mais seulement pour des niveaux superficiels comme la croûte océanique). La mise en filons du magma correspond à des processus de relativement basse température (<1200°C) actifs dans un manteau relativement rigide, la lithosphère. Dans la zone de production des magmas, le manteau est sensiblement plus chaud et ductile. Les traces de migration de magma à haute température ont la forme de "chenaux de percolation", la concentration de magma dépasse localement un seuil de quelques pourcents par rapport au manteau solide environnant, et se comporte à la manière d'un drain canalisant le magma sur des distances qui, au vu des observations, sont très variables (de qlq cm à qlq dizaines de m). Vous avez tout à fait raison concernant le fait que le magma peut induire la fusion de la roche encaissante, ce n'est pas un effet direct de la température mais une conséquence d'un déséquilibre chimique entre le magma et les minéraux du manteau. Là, les explications deviennent très techniques: lorsqu'un magma se forme par fusion partielle du manteau, il est en équilibre chimique avec ce manteau à la pression à laquelle il s'est formé, mais s'il migre vers le haut, la position de ce qu'on appelle les courbes de saturation vont évoluer. Un exemple (je schématise très fort, attention!): un magma produit à grande profondeur est riche dans le composant olivine (mineral contenant 40% de silice) et pauvre dans le composant orthopyroxène (56% de silice). Au fur et à mesure que la pression diminue, la proportion relative d'olivine entrant dans le magma diminue et celle d'opx augmente. Donc un magma produit à une profondeur donnée, migrant vers le haut, va se retrouver en déséquilibre chimique avec le même type de roche que celle qui l'a produit. En l'occurrence, il sera sous-saturé en silice. Le système va s'efforcer de tendre vers l'équilibre en dissolvant de l'orthopyroxène et en précipitant de l'olivine, ce qui met une molécule de silice à la disposition du magma. Cette "corrosion" de l'orthopyroxène va créer de la porosité et favoriser la migration du magma. Donc le magma va pouvoir migrer un peu comme l'eau de pluie acide dans un calcaire, en créant sa propre porosité. Tout est donc un problème de saturation, j'ai donné l'exemple de la silice, cela marche aussi avec la saturation en Al et la dissolution des phases alumineuses (plagioclase, spinelle, grenat...). Et comme vous le dites très bien, ce phénomène va modifier la composition du magma...

Je me permets de vous signaler quelques articles vous permettant de creuser un peu plus outre ces questions difficiles. Encore une fois, on en est aux premiers balbutiements et je ne pourrais honnêtement vous dessiner les racines d'un volcan!

References:
Ceuleneer et al, Thermal structure of a fossil mantle diapir inferred from the distribution of mafic cumulates. Nature, 379, 149-153, 1996.

Rabinowicz and Ceuleneer The effect of sloped isotherms on melt migration in the shallow mantle: a physical and numerical model based on observations in the Oman ophiolite. Earth Planet. Sci. Letters, 229, 231-246, 2005.

Ceuleneer et Rabinowicz Le long périple des roches volcaniques, La Recherche, 316, 60-65, 1999.

Ceuleneer et al. La lente remontée des magmas. In: Les dossiers de la recherche n° 25, 2006.

Georges CEULENEER
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Re: Modalités de migration d'un magma.

Messagepar Georges CEULENEER » 03 janv. 2012, 19:20

Re-bonjour!

Je réalise que je n'ai pas répondu à la dernière partie de votre question. Je répare donc cette omission! Concernant les vitesses de migration des magmas dans le manteau, nous avons peu d'évidences directes mais malgré tout des contraintes relativement solides qui nous permettent de fixer des ordres de grandeur. Une fois le régime de fracturation hydraulique installé, dans la lithosphère, donc, les choses peuvent aller très vite, le facteur limitant étant la propagation de la fracture elle-même. Dans le cas des kimberlites, magmas de type alcalin générés sous les cratons très épais, où la lithosphère peut atteindre une épaisseur considérable (200 Km et plus), on calcule que les fractures peuvent se propager vers le haut à la vitesse du son, cad plusieurs km par seconde. Cette remontée ultra-rapide permet la préservation, sous forme métastable, de phases de très haute pression comme le diamant! Dans des contextes où la lithosphère est moins épaisse et où le magma se fraie un chemin au sein de l'asthénosphère dans des chenaux de percolation dont nous avons vu qu'ils pouvaient être réactifs (la corrosion de l'encaissant augmentant la porosité et favorisant la migration), les vitesses de montée des magmas sont a priori beaucoup plus lentes. Une méthode pour déterminer ces vitesses est celle des déséquilibres radioactifs. Le principe est le suivant: l'238U se désintègre en 206Pb, la demi-vie du processus étant de 4,5 milliards d'années. Cette transformation n'est pas directe mais passe par 14 étapes intermédiaires. Chaque étape est caractérisée par une demi vie très différente. Par exemple, l'238U commence à se désintégrer en 234Th et c'est cette réaction qui est particulièrement lente (demi-vie de 4,5 milliard d'années); ensuite, les choses s'accélèrent: le 234Th se désintègre en 234Pa selon une réaction dont la demi-vie est de 24 jours. Suit la désintégration du 234 Pa en 234U, réaction dont la demi-vie est de 1 minute, et puis la désintégration de 234U en 230Th, beaucoup plus lente (demi-vie de 345.000). Et ainsi de suite, la désintégration la plus rapide dans cette chaîne étant de 150 micro-secondes. Si ce qu'on appelle l'équilibre radioactif est réalisé, ce qui implique que le système reste fermé pendant assez longtemps, les concentrations des isotopes intermédiaires seront exactement proportionnelles à la demi-vie de la réaction qui la transforme en un autre isotope. Dans le cas qui nous intéresse, j'entends par système fermé un magma qui reste en contact avec le manteau qui le crée en fondant. Si le magma est extrait au bout d'un temps t, l'équilibre radioactif sera réalisé seulement pour les isotopes dont la demi-vie est très inférieure à t, mais le système sera perturbé pour les isotopes dont la demi-vie est supérieure à t. L'application de ce principe (qui est en fait beaucoup plus compliqué dans le cas d'une extraction continue, on parle alors de temps moyen de résidence...), permet d'avoir une idée du temps moyen pendant lequel un magma est resté en contact avec sa source mantellaire. On a déduit de mesures réalisées sur des laves d'Islande que le magma produit à une profondeur de 100 Km environ ne mettrait pas plus de 2.000 ans pour arriver en surface, soit des vitesses de l’ordre de 50 m/an. Cette méthode n'est pas très précise car les mesures sont délicates et leur interprétation est dépendante du modèle de migration, mais cela permet de fixer un ordre de grandeur: le magma migrerait donc, en Islande du moins, à des vitesses 100 à 10000 fois supérieures que celles qu'on estime pour la convection du manteau à l'état solide (qlq cm à qlq dm par an), comme la tectonique des plaques.

Enfin, pour répondre à votre dernière question, la plupart des magmas arrivent en surface dans un état différencié cad qu'ils ont cristallisé lors de leur remontée et cela peut se faire dans les chenaux mantellaires, dans les filons ou dans des chambres magmatiques. Il arrive d'observer des magmas qui sont globalement en équilibre avec le manteau, et l'on peut supposer qu'ils n'ont pas transité par une chambre magmatique. C'est une question très discutée, nous aurons l'occasion d'y revenir, je crois!


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