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RĂ©servoir magmatique

Un réservoir magmatique est, comme une chambre magmatique, une cavité souterraine emplie de magma, c'est-à-dire de roches partiellement ou totalement fondues (ou, plus exactement, d'un liquide partiellement ou non cristallisé).

Processus de différenciation magmatique dans des réservoirs.

Les deux termes sont souvent considérés comme synonymes, mais les spécialistes distinguent[1] :

  • les chambres magmatiques sensu stricto, emplies d'un matĂ©riau capable de couler (fraction cristallisĂ©e φ < φp = 50-60 %[alpha 1] - [2]) et donc d'engendrer une Ă©ruption ;
  • les mushs cristallins (en) (mush est un mot anglais signifiant « bouillie Â»), constituĂ©s d'un matĂ©riau rigide (φ > φp) et ne pouvant donc engendrer une Ă©ruption qu'aprĂšs une rĂ©activation ;
  • les rĂ©servoirs magmatiques, qui regroupent les chambres magmatiques et les mushs cristallins.

Preuves d'existence

L'existence des réservoirs magmatiques, actuelle ou passée, est attestée par :

Profondeur, taille et forme

La profondeur du toit d'un rĂ©servoir, son Ă©paisseur et — dans une certaine mesure — sa forme peuvent ĂȘtre estimĂ©es, dans des cas favorables :

  • pour les rĂ©servoirs actuels, par des mĂ©thodes sismologiques, via la localisation des hypocentres des sĂ©ismes volcaniques (en creux, aucun sĂ©isme ne se produisant Ă  l'intĂ©rieur du rĂ©servoir) ou la tomographie sismique (les matĂ©riaux du rĂ©servoir Ă©tant caractĂ©risĂ©s par une vitesse des ondes sismiques plus faible et une attĂ©nuation (en) plus forte que ceux de l'encaissant). Ces mĂ©thodes ont notamment Ă©tĂ© appliquĂ©es Ă  la caldeira de Yellowstone et aux rĂ©servoirs du KÄ«lauea ;
  • pour les rĂ©servoirs anciens, la profondeur et l'Ă©paisseur du rĂ©servoir peuvent ĂȘtre estimĂ©s Ă  partir de la composition chimique des minĂ©raux des roches. Notamment, le partage de l'aluminium entre l'amphibole et le plagioclase ou la biotite fournit un gĂ©obaromĂštre applicable aux grands rĂ©servoirs siliceux, permettant d'estimer la profondeur et l'Ă©paisseur avec une incertitude de l'ordre de 2,7 et 0,8 km, respectivement[6].

Notes et références

Notes

  1. Le seuil de percolation φp dĂ©pend de la forme des cristaux.

Références

  1. (en) Olivier Bachmann et George Bergantz, « The Magma Reservoirs That Feed Supereruptions », Elements, vol. 4, no 1,‎ , p. 17-21 (DOI 10.2113/GSELEMENTS.4.1.17).
  2. (en) B. D. Marsh, « On the crystallinity, probability of occurrence, and rheology of lava and magma », Contributions to Mineralogy and Petrology, vol. 78, no 1,‎ , p. 85-98 (DOI 10.1007/BF00371146).
  3. (en) Douglas S. Miller et Robert B. Smith, « P and S velocity structure of the Yellowstone volcanic field from local earthquake and controlled‐source tomography », JGR Solid Earth, vol. 104, no B7,‎ , p. 15105-15121 (DOI 10.1029/1998JB900095).
  4. (en) Calvin F. Miller et Jonathan S. Miller, « Contrasting stratified plutons exposed in tilt blocks, Eldorado Mountains, Colorado River Rift, NV, USA », Lithos, vol. 61, nos 3–4,‎ , p. 209-224 (DOI 10.1016/S0024-4937(02)00080-4).
  5. (en) Peter W. Lipman, « Incremental assembly and prolonged consolidation of Cordilleran magma chambers: Evidence from the Southern Rocky Mountain volcanic field », Geosphere (en), vol. 3, no 1,‎ , p. 42-70 (DOI 10.1130/GES00061.1).
  6. (en) Etienne MĂ©dard et Jean-Luc Le Pennec, « Petrologic imaging of the magma reservoirs that feed large silicic eruptions », Lithos, vol. 428-429,‎ , article no 106812 (DOI 10.1016/j.lithos.2022.106812).
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