Le problème de la chambreModifier
La source ultime du magma est la fusion partielle de la roche dans le manteau supérieur et la croûte inférieure. Cela produit un magma qui est moins dense que sa roche mère. Par exemple, un magma granitique, qui est riche en silice, a une densité de 2,4 Mg/m3, bien inférieure aux 2,8 Mg/m3 des roches métamorphiques de haute qualité. Cela confère au magma une énorme flottabilité, de sorte que l’ascension du magma est inévitable une fois qu’il s’est accumulé en quantité suffisante. Cependant, la question de savoir précisément comment de grandes quantités de magma sont capables de repousser la roche de pays pour se faire de la place (le problème de la place) fait encore l’objet de recherches.
La composition du magma et de la roche de pays et les contraintes affectant la roche de pays influencent fortement les types d’intrusions qui ont lieu. Par exemple, lorsque la croûte subit une extension, le magma peut facilement remonter dans les fractures de tension de la croûte supérieure pour former des digues. Lorsque la croûte est en compression, le magma à faible profondeur aura plutôt tendance à former des laccolithes, le magma pénétrant dans les couches les moins compétentes, comme les couches de schiste. Les dykes annulaires et les nappes de cônes ne se forment qu’à faible profondeur, là où un bouchon de roche terrestre sus-jacente peut être soulevé ou abaissé. Les immenses volumes de magma impliqués dans les batholites ne peuvent forcer leur chemin vers le haut que lorsque le magma est hautement silicique et flottant, et sont susceptibles de le faire sous forme de diapirs dans la croûte profonde ductile et par le biais d’une variété d’autres mécanismes dans la croûte supérieure fragile.
Intrusions multiples et compositesModifié
Les intrusions ignées peuvent se former à partir d’un événement magmatique unique ou de plusieurs événements incrémentaux. Des preuves récentes suggèrent que la formation incrémentielle est plus fréquente pour les grandes intrusions. Par exemple, le filon-couche de Palisades n’a jamais été un corps unique de magma de 300 mètres d’épaisseur, mais s’est formé à partir de multiples injections de magma. Un corps intrusif est qualifié de multiple lorsqu’il se forme à partir d’injections répétées de magma de composition similaire, et de composite lorsqu’il est formé d’injections répétées de magma de composition différente. Un dyke composite peut inclure des roches aussi différentes que du granophyre et de la diabase.
Bien qu’il y ait souvent peu de preuves visuelles d’injections multiples sur le terrain, il existe des preuves géochimiques. La zonation du zircon fournit des preuves importantes pour déterminer si un événement magmatique unique ou une série d’injections ont été les méthodes de mise en place.
Les grandes intrusions felsiques se forment probablement à partir de la fusion de la croûte inférieure qui a été chauffée par une intrusion de magma mafique provenant du manteau supérieur. Les différentes densités des magmas felsiques et mafiques limitent le mélange, de sorte que le magma silicique flotte sur le magma mafique. Un mélange aussi limité que celui qui a lieu donne lieu aux petites inclusions de roche mafique que l’on trouve couramment dans les granites et les granodiorites.
RefroidissementEdit
Une intrusion de magma perd de la chaleur vers la roche du pays environnant par conduction thermique. Près du contact d’un matériau chaud avec un matériau froid, si le matériau chaud est initialement uniforme en température, le profil de température à travers le contact est donné par la relation
T / T 0 = 1 2 + 1 2 erf ( x 2 k t ) {\displaystyle T/T_{0}={\frac {1}{2}}+{\frac {1}{2}}\operatorname {erf}. ({\frac {x}{2{\sqrt {kt}}}})})
où T 0 {\displaystyle T_{0}}
est la température initiale du matériau chaud, k est la diffusivité thermique (typiquement proche de 10-6 m2 s-1 pour la plupart des matériaux géologiques), x est la distance du contact, et t est le temps depuis l’intrusion. Cette formule suggère que le magma proche du contact sera rapidement refroidi tandis que la roche du pays proche du contact sera rapidement chauffée, tandis que le matériau plus éloigné du contact sera beaucoup plus lent à se refroidir ou à se chauffer. Ainsi, on trouve souvent une marge refroidie du côté de l’intrusion du contact, tandis qu’une auréole de contact se trouve du côté de la roche mère. La marge refroidie est beaucoup plus fine que la majeure partie de l’intrusion et peut avoir une composition différente, reflétant la composition initiale de l’intrusion avant que la cristallisation fractionnée, l’assimilation de la roche encaissante ou d’autres injections magmatiques ne modifient la composition du reste de l’intrusion. Les isothermes (surfaces de température constante) se propagent en s’éloignant de la marge selon une loi de racine carrée, de sorte que si le mètre le plus externe du magma prend dix ans pour se refroidir à une température donnée, le mètre suivant vers l’intérieur prendra 40 ans, le suivant 90 ans, et ainsi de suite.
Il s’agit d’une idéalisation, et des processus tels que la convection du magma (où le magma refroidi à côté du contact descend au fond de la chambre magmatique et le magma plus chaud prend sa place) peuvent modifier le processus de refroidissement, réduisant l’épaisseur des marges refroidies tout en accélérant le refroidissement de l’intrusion dans son ensemble. Cependant, il est clair que les digues minces se refroidiront beaucoup plus rapidement que les intrusions plus grandes, ce qui explique pourquoi les petites intrusions près de la surface (où la roche mère est initialement froide) ont souvent un grain presque aussi fin que la roche volcanique.
Les caractéristiques structurelles du contact entre l’intrusion et la roche mère donnent des indices sur les conditions dans lesquelles l’intrusion a eu lieu. Les intrusions catazonales présentent une auréole épaisse qui se fond dans le corps intrusif sans marge nette, indiquant une réaction chimique considérable entre l’intrusion et la roche encaissante, et présentent souvent de larges zones de migmatite. Les foliations de l’intrusion et de la roche encaissante sont grossièrement parallèles, ce qui indique une déformation extrême de la roche encaissante. De telles intrusions sont interprétées comme ayant été placées à grande profondeur. Les intrusions mésozonales ont un degré de métamorphisme beaucoup plus faible dans leurs auréoles de contact, et le contact entre la roche mère et l’intrusion est clairement discernable. Les migmatites sont rares et la déformation de la roche mère est modérée. Ces intrusions sont interprétées comme se produisant à une profondeur moyenne. Les intrusions épizonales sont discordantes avec la roche encaissante et ont des contacts nets avec des marges refroidies, avec seulement un métamorphisme limité dans une auréole de contact, et contiennent souvent des fragments xénolithiques de roche encaissante suggérant une fracturation cassante. De telles intrusions sont interprétées comme se produisant à faible profondeur, et sont communément associées à des roches volcaniques et à des structures d’effondrement.
Cumulatif
Une intrusion ne cristallise pas tous les minéraux en même temps ; il y a plutôt une séquence de cristallisation qui se reflète dans la série de réactions de Bowen. Les cristaux formés au début du refroidissement sont généralement plus denses que le magma restant et peuvent se déposer au fond d’un grand corps intrusif. Cela forme une couche cumulée avec une texture et une composition distinctes. Ces couches cumulées peuvent contenir de précieux gisements de chromite. Le vaste complexe igné de Bushveld, en Afrique du Sud, comprend des couches cumulées d’un type de roche rare, la chromitite, composée à 90 % de chromite,
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