Les grands types de roches et leurs modes de formation

Les grands types de roches et leurs modes de
formation
Titre: Les grands types de roches et leurs modes de formation . Ajouté Par : coursgeologie .
Le: 15 Sep 2012 23:12.
Introduction
Roche: matériau formé, en général, d'un assemblage de minéraux et présentant une certaine
homogénéité statistique.
Minéral: Espèce chimique naturelle se présentant le plus souvent sous forme de solide cristallin.
La classification est basée sur leurs caractères chimiques et cristallographiques. quelques
exemples de grandes classes de minéraux:
- les carbonates, les phosphates, les sulfates, les silicates...
Donc: une roche = un assemblage de minéraux
un minéral = un assemblage ordonné (cristal) d'atomes
On distingue 3 grands groupes de roches que l'on différencie par leur mode de formation:
- les roches magmatiques (ou roches ignées): elles résultent de la cristallisation d'un magma;
- les roches sédimentaires: ce sont des roches exogènes, c'est à dire formées à la surface de la
Terre.
- les roches métamorphiques: roches résultant de la transformation, à l'état solide, d'une roche
originelle du fait d'une augmentation de pression et/ou de température. Lors de cette
transformation, il y a généralement cristallisation de nouveaux minéraux (néoformés) et la roche
acquière une texture particulière (ex:schistosité = débit en feuillets)
I - Les roches magmatiques
1- Structure interne et composition du globe terrestre
On a longtemps cru, et l'idée reste encore ancrée dans le grand public, que l'intérieur de la
Terre était le siège d'un "feu central" et qu'il était constitué de matière en fusion qui remontait à
la surface lors des éruptions volcaniques.
On sait en effet depuis très longtemps que la température augmente avec la profondeur et les
mineurs s'en apercevaient très bien lorsqu'ils descendaient au fond de la mine. L'augmentation de
température mesurée à la surface est de l'ordre de 3°C/100m.
Rapide calcul: 3°C/100m = 3000°C à 100km de profondeur !!
Or 3000°C, c'est bien supérieur à 1200°C, température moyenne d'une lave basaltique à

Hawai. Il est alors tentant de dire que l'intérieur de la Terre est en fusion! Et bien non, car on
n'oublie une chose: la pression inhibe la fusion (transition solide/liquide).
Aujourd'hui, grâce à la géophysique, on sait très bien que la grande majorité du globe est solide
avec quelques exceptions.
Structure du globe:
Rayon terrestre: 6378 km à l'équateur, 6356 km aux pôles. de 0 à 30 km de profondeur: croûte
terrestre. A 30 km, on a ce qu'on appelle la discontinuité de Mohorovicic (ou MOHO). densité de
la croûte: 2.7 à 2.9.
- de 30 à 670 km: Manteau supérieur
- 670 km à 2900 km: manteau inférieur
- le manteau est composé essentiellement de Péridotite (roche composée d'olivine, pyroxènes
etc...). La limite entre manteau sup et inf est déterminée par un changement de phase cristalline
de l'olivine (minéral de la péridotite). On reverra cela dans le cours de sismologie.
- Manteau terrestre et croûte sont solides.
- de 2900 km à 5000 km: noyau externe, composé de Fe (86%), S (12%) et Ni (2%). Le noyau
externe est liquide (on reverra cela également dans le cours de sismologie)!!
- de 5000 km à 6356 km: noyau interne, composé de Fe (80%) et Ni (20%).
Il existe une autre découpe des enveloppes superficielles:
- de 0 à 100 km: Lithosphère,
- de 100 à 670 km: Asthénosphère.
Tableau (document distribué en cours) des compositions moyennes des différentes enveloppes
(croûte et manteau): Une chose à retenir: SiO2 (que l'on nomme généralement la silice) est la
molécule la plus abondante dans la croûte et le manteau terrestre. SiO2 est à la base de la famille
de minéraux la plus répandue sur Terre, les silicates (quartz, micas, feldspaths, amphiboles,
pyroxènes etc... sont des silicates).
Le quartz est du SiO2 pur!
Conclusions:
La Terre est donc essentiellement solide et formée de roches constituées de minéraux
majoritaires: les silicates!
La naissance d'un magma dans cette Terre solide est donc un phénomène assez exceptionnel qui
demande des conditions bien précises et en particulier un déséquilibre thermique local ou
régional.
La naissance des magmas se fait, en général, entre 10 et 200 km de profondeur.
2- Origines des magmas
Définition: Un magma est un bain naturel fondu de nature silicatée ou alumino-silicatée. La
teneur en SiO2 (silice) varie de 40 à 75% en poids.
Un magma est constitué de 3 phases:
- une phase liquide qui représente entre 10 et 70% du magma,
- une phase solide: les magmas résultent de la fusion partielle d'une roche. Il reste donc des

morceaux de la roche primaire et on trouve également des morceaux de roches qui ont été
incorporés dans le magma lors de sa remontée par des conduits magmatiques.
- une phase gazeuse (eau en majorité), en proportion variable (1 à 7%)
Les magmas sont également caractérisés par leur température qui varie de 700°C pour un magma
granitique à 1200°C pour un magma basaltique.
Le magmatisme dans le cadre de la tectonique des plaques
Les phénomènes magmatiques se situent dans 3 grands types de zones à l'échelle des plaques:
- les limites divergentes entre plaques (dorsales océaniques),
- les limites de convergence,
- les sites intraplaques,
Regarder le graph avec solidus/liquidus etc...
3 possibilités extrêmes peuvent provoquer la fusion partielle d'une péridotite du manteau (pour la
faire passer au delà du solidus):
Cas 1: une chute de pression peut engendrer la formation d'un magma si la température reste
plus ou moins constante. Cela se produit au niveau des dorsales. A ce niveau, la lithosphère
s'étire, s'amincit, ce qui provoque une diminution de la pression du manteau asthénosphérique
dessous qui a tendance à remonter (voir schéma du poly). Le manteau remonte sans perdre
énormément de chaleur (décompression adiabatique), ce qui provoque la fusion et la formation
d'un magma. Une fois formé, ce magma remonte en surface et va progressivement former la
croûte océanique (constituée de basalte).
Cas 2: Augmentation de température: Au milieu des plaques, on trouve des volcans qui
correspondent la plus part du temps à des points chauds (ex: Hawaï). Ils se situent à l'aplomb de
courants asthénosphériques ascendant très lents (n'oubliez pas que le manteau est solide, mais il
se déforme (voir le cours 2)) qui animent le manteau. La chaleur apportée par ces panaches
chauds qui remontent suffit à augmenter la température de la base de la lithosphère et à
provoquer la fusion partielle du manteau (entre 70 et 170 km de profondeur).
Cas 3: Abaissement du point de fusion par apport d'eau: Quand on ajoute de l'eau dans le
manteau, la courbe de solidus de la péridotite est abaissée. C'est ce qui se passe dans les zones de
subduction. Dans ces zones, la croûte océanique (qui est restée en général plusieurs dizaines de
millions d'années sous l'eau des océans) plonge dans le manteau terrestre (voir schéma). Elle
entraîne avec elle une quantité importante d'eau incorporée dans les minéraux hydratés tels que
les argiles, les micas, les amphiboles etc... Au fur et à mesure que la plaque plonge, la pression
augmente et les minéraux vont progressivement se déstabiliser et perdre leur eau. Cette eau
libérée à une centaine de km de profondeur, abaissent la température de fusion du manteau et il
se produit une fusion. Tous les volcans autours du Pacifiques (ceinture de feu) sont le témoin de
ce genre de magmatisme.
3- Fusion partielle et cristallisation fractionnée à l'origine de la diversité des roches
magmatiques

Lorsque l'on compare les compositions chimiques des roches-mères d'origine mantellique, qui
subissent la fusion pour donner le magma, et les roches magmatiques qui sont issues de la
cristallisation de ce même magma, on constate qu'elles sont très différentes! Pourquoi cette
différence? Plusieurs mécanismes sont à l'origine de cela, et parmi eux, 2 sont extrêmement
importants:
- la fusion partielle
- la cristallisation fractionnée
Fusion partielle:
Lorsqu'un matériau rocheux fond, la fusion n'est que très rarement totale (sauf parfois lors d'une
fusion de la croûte continentale dans des conditions particulières). Dans la plupart des cas, le
fusion n'est que partielle et dépasse rarement 30%. Or cette fusion partielle est incongruente.
C'est à dire que le liquide obtenu n'a pas la même composition que la roche de départ. Comment
cela est il possible? Et bien, une roche est une association de minéraux de natures différentes. Or
tous les minéraux ne fondent pas à la même température et les éléments chimiques vont avoir des
comportements différents lors de la fusion. Certains éléments sont dits "hygromagmatophiles",
c'est à dire qu'ils passent préférentiellement dans la phase fluide.
Exemple: le potassium K passe très rapidement dans la phase liquide. Ainsi:
- si le taux de fusion est faible, le K et d'autres alcalins vont passer rapidement dans la phase
fluide. Le liquide sera donc riche en K et alcalins.
- si le taux de fusion est important, tout le K et les alcalins seront bien dans le liquide, mais
d'autres éléments moins hygromagmatophiles vont également passer dans le liquide. Le magma
sera donc proportionnellement moins riche en K et alcalins (car ils seront en quelque sorte dilués
au milieu des autres éléments!!)
Donc: - si taux de fusion faible (5%): liquide riche en alcalins et alcalino-terreux. On parlera de
magma alcalin
- si taux de fusion élevé (30%): liquide pauvre en alcalins. On parlera de magma toléïtique.
Cristallisation fractionnée
La différence de comportement des éléments chimiques observée lors de la fusion partielle est
également observée lorsque le magma cristallise en refroidissant.
Lors de sa remontée vers la surface, un magma peut séjourner plus ou moins longtemps dans des
chambres magmatiques où il va progressivement refroidir et commencer à cristalliser. Les
premiers minéraux qui vont se former sont des minéraux ferromagnésien (Fe+Mg). Donc le
liquide magmatique va progressivement s'appauvrir en Fe et Mg! et inversement, le fluide va
progressivement s'enrichir en Si et Al.
Donc un magma initial riche en Fe et Mg va progressivement s'appauvrir en ces 2 éléments et
s'enrichir en Si et Al au cours du refroidissement et de la cristallisation fractionnée du magma.
C'est ce qu'on appelle "la différenciation magmatique".
On classe généralement les roches et les magmas en fonction de leur teneur en Si:
- roches (magma) acide = SiO2 > 65% (ex: le granite), (le magma a subi une forte
différenciation)
- roches intermédiaires = 52% < SiO2 < 65%

- roches basiques = 45% < SiO2 < 52%: (ex: le basalte)
- roches ultrabasiques = SiO2 < 45% (ex: la péridotite du manteau)
Donc, le granite résulte d'un magma très différencié, très loin en terme de composition d'un
magma d'origine mantellique. Comme le magma a subi une forte différenciation, c'est qu'il s'est
refroidi, donc la température d'un magma granitique sera peu élevée (700°C).
Les basaltes, en revanche, sont des roches basiques, donc assez "pauvres" en SiO2. Le magma
d'origine n'a subi que peu de différenciation, donc peu de refroidissement. Les laves
basaltiques sont donc beaucoup plus chaudes (1200°C), c'est pour cela qu'elles sont très fluides
et que l'on voit de très belles coulées fluides qui coulent à Hawaï.
4- Modes de gisement des roches magmatiques
Un gabbro et un basalte sont 2 roches magmatiques qui ont sensiblement la même composition
chimique. Pourtant, dans le gabbro, on observe des cristaux millimétriques alors que dans le
basalte, on n'en voit quasiment pas à l'oeil nu (quelques uns seulement). Pourquoi cette
différence??
A partir d'un même magma, la texture (présence ou non de minéraux visibles a l'oeil nu) de la
roche obtenue dépend de la vitesse de refroidissement. Plus le refroidissement sera lent, plus les
minéraux vont croître. Si, en revanche, la vitesse de refroidissement est importante, les minéraux
n'ont pas le temps de se former, ils vont être microscopiques. Si la vitesse de refroidissement est
extrême (lors de la rencontre d'un magma et de l'eau), aucun minéral cristallin n'apparaît, et la
roche prend une structure dite "vitreuse" (ex: obsidienne). C'est le phénomène de trempe.
On va ainsi distinguer :
les roches à texture grenue où tous les minéraux sont visibles à l'oeil nu et ont une taille
millimétrique,
les roches à texture microgrenue, où l'on observe quelques minéraux visibles à l'oeil nu mais
l'essentiel de la roche est formée de minéraux parfaitement visibles au microscope.
les roches à texture vitreuse, où il y a quelques cristaux mais l'essentiel de la roche est formé d'un
verre (structure non ordonnée des atomes à la différence des cristaux).
De quoi dépend la vitesse de refroidissement d'un magma?
du contraste de température entre le magma et son encaissant (ce qu'il y a autour). Cela dépend
donc de l'endroit où cristallise le magma.
Si le magma refroidit en profondeur (où la température ambiante est assez élevée), le
refroidissement va être lent, les minéraux vont croître. La roche obtenue sera une roche
magmatique "plutonique" avec une texture grenue (ex: granite, gabbro).
Si le magma arrive en surface ou très proche de la surface, son refroidissement est beaucoup plus
rapide car la température ambiante est plus faible. La roche obtenue sera une roche
magmatique "volcanique", dont la texture sera en générale microgrenue ou vitreuse.
II – Les roches sédimentaires