Parois moulée Les différents types de roches

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posté par OmdaGéo

1- Les roches ignées (magmatiques)

Les magmas originent tous du manteau. Les roches magmatiques, issues de

la cristallisation des magmas, devraient donc avoir toutes la même

composition. Ca n'est pas le cas. Pourquoi? Pour bien répondre à cette

question, il est essentiel de

connaître deux processus importants: la cristallisation

fractionnée et la fusion partielle.

La cristallisation fractionnée.

Comme on l'a vu plus haut, la cristallisation fractionnée,

c'est-à-dire le fait que la cristallisation des silicates dans un magma

se fasse dans un ordre bien défini, selon la suite réactionnelle

de Bowen, produit des assemblages minéralogiques différents :

ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre

assemblages définissent quatre grands types de roches ignées.

Prenons comme exemple la cristallisation d'un magma qui refroidit dans une chambre magmatique (schéma ci-dessous).

Les critaux ne vont pas se former tous en même temps comme l'exprime la

série de Bowen. Les premiers minéraux à cristalliser seront évidemment

les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et

amphiboles ensuite. Ces cristaux vont se former dans le magma et vont

sédimenter vers la base de la chambre magmatique pour former une roche

riche en olivine, pyroxène et amphibole, une roche ignée mafique, un

gabbro par exemple (roche ignée "A" sur le schéma). Le liquide résiduel

sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de

composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une

composition disons intermédiaire

Si ce magma est introduit dans une chambre secondaire (schéma

ci-dessus) et qu'il poursuit son refroidissement, les premiers minéraux

à cristalliser seront les amphiboles, les biotites, le quartz et

certains feldspaths plagioclases, ce qui produira une roche ignée

intermédiaire, une diorite par exemple (roche ignée "B" sur le schéma).

Si ce magma fait son chemin jusqu'à la surface, on aura des laves

andésitiques. Ainsi, à partir d'un magma de composition donnée, on peut

obtenir plus d'un type de roche ignée.

Le nom des roches ignées.

L'assemblage ultramafique donne lieu à une roche particulière,

composée presqu'exclusivement d'olivine, avec un peu de

pyroxènes, une roche très peu abondante à la surface

même de la terre, la péridotite. Cette dernière

constitue principalement le manteau. L'assemblage mafique donne des

basaltes ou des gabbros, des roches qui sont riches en

pyroxènes et en feldspaths plagioclases calciques, avec possiblement une

petite quantité d'olivine ou d'amphiboles. L'assemblage

intermédiaire constitue les andésites et les

diorites. Ce sont des roches composées d'amphiboles et de

feldspaths plagioclases dont le contenu en calcium et sodium est

intermédiaire entre les deux pôles, avec possiblement un peu de

quartz et de biotite. Pour sa part, l'assemblage felsique fournit des

rhyolites et des granites dont la composition principale est le

quartz, le feldspath potassique et le feldspath sodique, avec un peu de micas

comme la biotite et la muscovite.

Le tableau qui suit présente de façon un peu plus précise

que la figure précédente la composition des roches ignées.

La différence entre basalte et gabbro, andésite et diorite,

rhyolite et granite, ne se situe pas au niveau de la composition qui est la

même pour chacune des paires, mais au niveau de la cristallinité,

soit la taille des cristaux. Un magma qui s'introduit dans la croûte

terrestre peut se frayer un chemin jusqu'à la surface et donner lieu

à des coulées de laves qui, en cristallisant, forment des corps

extrusifs : volcans sous-marins ou volcans continentaux. Le magma peut aussi

rester coïncé dans la croûte et y cristalliser pour former

des corps intrusifs. La cristallisation à la surface de la croûte

est rapide, ce qui produit de très petits cristaux; la roche

résultante sera une roche à fins cristaux qu'on ne distingue

généralement pas à l'oeil nu (aphanitiques), même

à l'aide d'une loupe. Par contre, lorsque le magma cristallise à

l'intérieur de la croûte terrestre, l'abaissement de sa

température est lent et, pour simplifier, plus la cristallisation sera

lente, plus les cristaux seront gros, généralement bien visibles

(phanéritiques). On a donc deux grands groupes de roches ignées:

les roches ignées extrusives, à fins cristaux, et les roches

ignées intrusives, à cristaux grossiers. Les magmas ultramafiques

sont ceux qui se forment en toute fin de fusion partielle et n'atteignent

jamais la surface; de là le manque d'un équivalent extrusif

à la péridotite.

La fusion partielle.

Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de

cristallisation fractionnée. Si on augmente progressivement la

température d'un matériel solide composé d'un assemblage

de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou

partiellement de la phase solide à la phase liquide. Pourquoi

partiellement? Parce que, comme dans le cas du refroidissement d'un magma

où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même

temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont

chauffés. A une pression donnée, le point où un

minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa

température de fusion (qui est la même que la température

de cristallisation; une question de point de vue). Si on augmente

progressivement la température d'un assemblage solide de silicates, les

premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse

température, ceux qui se situent au bas de la suite de Bowen,

c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la

muscovite. La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un

mélange de solide et de liquide, une sorte de "sloche" (nos amis français diraient gadoue). Dans ce cas-ci,

la phase liquide possède une composition felsique (quartz, feldspaths

potassique et sodique, muscovite), alors que la phase solide est

composée de cristaux de plagioclase calcique, de biotite, d'amphibole ou

de pyroxène, selon la composition du solide originel. Si ce liquide est

extrait du mélange et remobilisé (introduit le long de fractures

ou dans une autre chambre par exemple), ce magma felsique formera, en

cristallisant, des rhyolites ou des granites, selon qu'il atteigne la surface

ou demeure à l'intérieur de la croûte. Avec une

augmentation de la température, les plagioclases de calcicité

intermédiaire, les biotites et les amphiboles seront à leur tour

fondus et produiront un magma intermédiaire; et ainsi de suite pour les

autres minéraux, jusqu'aux olivines, si évidemment le

mélange silicaté originel en contenait.

On voit bien ici le principe de la fusion partielle : à mesure de

l'augmentation de la température, il se produit une séparation en

deux phases, une phase liquide et une phase solide, le tout formant une sorte

de sloche, soit des cristaux solides qui baignent dans un liquide. Il est

important de comprendre ici que la composition des phases solides et liquides

change au fil de l'évolution thermique de la sloche. Le liquide peut

être extrait de la sloche et remobilisé par des processus

naturels à n'importe quel stade de l'évolution thermique, ce qui

fait qu'on obtiendra des magmas de composition variées et partant des

roches ignées de compositions variées.

Voyons comment tout cela s'applique dans les principales zones où il y a

du magmatisme, soit aux dorsales océaniques, dans les zones de

subduction et aux points chauds.

Le magmatisme de dorsale et la séquence ophiolitique.

Les dorsales océaniques sont des zones très importantes

où agit le magmatisme; la lithosphère océanique s'y

regénère perpétuellement. Il se fait une fusion partielle

du manteau sous la dorsale à cause de la concentration de chaleur due

à la convection. Il s'agit d'une fusion de péridotite. Comment

peut-on affirmer qu'il s'agit d'une fusion partielle de péridotite et

conclure en conséquence que le manteau est composé de

péridotite, puisqu'on n'a pas encore réussi à forer

à travers le MOHO et qu'on ne possède donc pas

d'échantillons du manteau actuel?

On a deux évidences indirectes.

La première nous vient des grandes chaînes de montagne

plissées où on retrouve

parfois des lambeaux de lithosphère océanique. A la base de ces

lambeaux, il se trouve des péridotites, une évidence qu'il y

avait des péridotites sous les croûtes océaniques

anciennes.

La seconde évidence indirecte tient dans la composition même de la

croûte océanique. Cette dernière se forme par la

cristallisation d'un magma issu de la fusion partielle de la partie

supérieure du manteau. Ce magma s'introduit, de manière plus ou

moins continue, dans la croûte océanique, dans une chambre

magmatique, une sorte de grande poche.

A cause du flux de chaleur et de la venue continuelle de magma venant du bas,

il s'établit dans la chambre magmatique des cellules de convection. Le

magma silicaté se refroidit aux parois de la chambre, amenant la

cristallisation d'une partie des silicates (cristallisation

fractionnée), ceux de haute température. Il se forme, à

la base de la chambre magmatique, une sorte de stratification due à la

convection qui redistribue une partie de la phase solide qui sédimente.

C'est ce qui explique cette stratification qui se retrouve à la base de

la croûte océanique. L'accumulation des cristaux de cet assemblage

mafique produit ici un gabbro. Une partie du magma réussit à se

frayer un chemin jusqu'à la surface pour former les épanchements

de laves qui se forment dans le rift central des dorsales et qui, en

cristallisant, donne des basaltes. Ces épanchements se font à la

faveur d'un réseau de fractures créées par les forces de

tension qui agissent dans cette zone. Une partie du magma cristallise dans ces

fractures, et à mesure de l'étalement des planchers

océaniques, on aura la formation d'un réseau de dykes et filons

de gabbro.

On voit ici que les processus magmatiques produisent une croûte

océanique possédant des caractères particuliers qui

s'expriment sous forme d'une séquence verticale. Sous la croûte

océanique, il y a la péridotite du manteau supérieur,

une roche ultramafique composée d'olivine et d'un peu de

pyroxènes. Au-dessus, les roches de la croûte océanique

sont mafiques, c'est-à-dire qu'elles sont composées de

pyroxènes, d'un peu d'olivine et de plagioclase calcique. Comme elles ne

contiennent pas de minéraux des assemblages intermédiaires et

felsiques, on est forcé de conclure que le magma qui les a

formées provient de la fusion partielle d'un matériau ne

contenant pas ces minéraux qui auraient été les premiers

à fondre et par conséquent à fournir des magmas

intermédiaires ou felsiques. C'est là notre seconde

évidence indirecte qui permet de conclure à un manteau de

péridotite.

Dans le détail, la croûte océanique montre quatre zones, de

bas en haut : d'abord, des cumulats lités ou stratifiés

composés de gabbro, une stratification résultant de l'action

combinée de la convection et de l'accumulation des cristaux de haute

température à la base de la chambre magmatique; puis, des gabbros

massifs issus de la cristallisation aux parois de la chambre magmatique; suit

un complexe filonien, niveau caractérisé par les dykes et filons

gabbroïques dus à la cristallisation dans les fractures de tension;

finalement, au-dessus de la pile, les basaltes issus des épanchements

volcaniques. Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km

d'épaisseur.

Les géologues appellent cette séquence, une séquence

ophiolitique, ou plus sommairement, les ophiolites. On la reconnaît dans

ce qu'on interprète comme des lambeaux de croûte ou de

lithosphère océanique dans les chaînes de montagnes

plissées anciennes, ce qui vient conforter cette interprétation.

Puisqu'elle est le résultat de processus bien spécifiques et

puisqu'on la reconnaît dans des chaînes très anciennes, elle

permet de conclure que les chaînes de montagnes se sont formées

à partir de matériel déposé sur des planchers

océaniques formés selon des mécanismes semblables à

ceux qui agissent aujourd'hui. Par exemple, on retrouve la séquence

ophiolitique dans les roches de la région de Thetford Mines; la

séquence a été étudiée par une équipe

de géologues de l'Université Laval qui ont démontré

qu'il s'agit bien d'un morceau du plancher de l'océan (Océan

Iapétus) dans lequel s'est accumulé le matériel qui

ultérieurement a formé la chaîne de montagnes des

Appalaches.

Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc insulaire.

On a vu dans la section 1 qu'il y a du magmatisme associé aux zones de

subduction et que, dans le cas de collision de lithosphère océanique contre

lithosphère océanique, il s'exprime par la formation d'un arc volcanique

insulaire.

L'enfoncement d'une plaque sous l'autre entraîne, grâce au tapis

roulant des fonds océaniques, des sédiments riches en

minéraux de basses températures comme le quartz (SiO2), mais

aussi les felspaths et les argiles (micas). En profondeur, il y a fusion

partielle, et le matériel fondu est un mélange de trois choses :

la péridotite de la lithosphère inférieure, la

croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère

supérieure, et les minéraux de basses températures des

sédiments entraînés dans la subduction. Contrairement aux

zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait

donner qu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités

qui contiennent toute la palette des silicates pourra fournir des magmas de

composition variée. Il peut se faire une ségrégation des

magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes seront

intermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs

insulaires, ou encore si les températures de fusion atteignent des

niveaux plus élevés, il se produit des magmas mafiques alimentant

des coulées de laves basaltiques en surface.

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