Pétrographie des roches métamorphiques
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Pétrographie des roches métamorphiques UNIVERSITE KASDI MERBEH OUERGLA - ALGERIE FACULTE DES HYDROCARBURES ET DES ENERGIERS RENOUVLABLES ET DES SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’UNIVERS DEPARTEMENT DES SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’UNIVERS COURS PETROGRAPHIR DES ROCHES METAMORPHIQUES Pour les 2 Ens : Rabah BOUTRIKA èmES années LMD Page 1 Enseignant BOUTRIKA Rabah Pétrographie des roches métamorphiques SOMMAIRE 1 NOTIONS DE PÉTROGRAPHIE 1.1 INTRODUCTION ET DÉFINITIONS Page 1 3 3 1.2 LES TROIS GRANDS GROUPES DE ROCHES ET LEUR CYCLE ÉVOLUTIF 4 1.3 NOTIONS DE CRISTALLISATION ET DE MAGMA 5 1.3.1 Règles de substitution d’ions 6 1.3.2 Diagrammes de cristallisation 8 1.3.2.1 Diagramme de deux minéraux formant une série isomorphe 9 1.3.2.2 Diagramme de deux minéraux quelconques non isomorphes 12 1.3.2.3 Influence des conditions de cristallisation - Cristallisation fractionnée 14 1.3.3 Notions de magma 15 1.3.3.1 La viscosité des magmas 15 1.3.3.2 Les différents types de magmas 16 1.3.3.3 Suites réactionnelles de Bowen - Cristallisation d’un magma 17 1.3.3.4 L’évolution des magmas – Différenciation magmatique 19 1.4 PROPRIÉTÉS GÉNÉRALES DES ROCHES 1.4.1 Les propriétés descriptives des roches 19 20 a) La composition minéralogique 20 b) La grosseur du grain 20 c) La couleur 20 d) l’indice de coloration 20 e) La texture 20 f) La structure 21 g) Le gisement 21 1.4.2 Classement des roches en fonction de leur structure (au sens large) Ens : BOUTRIKA Rabah 21 Page 1 Pétrographie des roches métamorphiques 2. ROCHES MÉTAMORPHIQUES 23 2.1 Genèse des roches métamorphiques 23 2.1.1 Les facteurs du métamorphisme 24 a) Le facteur temps 24 b) La température 25 c) La pression et les contraintes 25 2.1.2 Métamorphisme régional et métamorphisme de contact 26 a) Métamorphisme régional 26 b) Métamorphisme de contact 27 2.1.3 Intensité du métamorphisme – Anatexie 2.2 Classification des roches métamorphiques 27 30 2.2.1 Principaux minéraux des roches métamorphiques 30 2.2.2 Structure des roches métamorphiques 30 2.2.3 Classification des roches métamorphiques 31 a) Classification simplifiée de Schumann 32 b) Classification suivant les différents faciès et climats métamorphiques 32 2.3 Description des principales roches métamorphiques 34 2.3.1 Famille du gneiss 34 2.3.2 Famille des schistes 35 a) Schiste ardoisiers 35 b) Schistes phylliteux ou « phyllades » 35 c) Micaschistes 36 d) Schistes tachetés 36 2.3.3 Famille des roches massives non schisteuses 36 a) Quartzites 36 b) Marbres 36 c) Cornéennes 37 Bibliographie Ens : BOUTRIKA Rabah 38 Page 2 Pétrographie des roches métamorphiques 1 Notions de pétrographie 1.1 Introduction et définitions La pétrographie, au sens large, est la science des roches, comprenant leur description (pétrographie au sens strict), leur classification et l’interprétation de leur genèse (Foucault & Raoult, 1995). La pétrographie, au sens large, est la science des roches, comprenant leur description (pétrographie au sens strict), leur classification et l’interprétation de leur genèse (Foucault & Raoult, 1995). La roche est un matériau constitutif de l’écorce terrestre, formé en général d’un assemblage de minéraux et présentant une certaine homogénéité statistique ; le plus souvent dur et cohérent (pierre, caillou), parfois plastique (argiles), ou meuble (sable), à la limite liquide (pétrole) ou gazeux (Foucault & Raoult, 1995). En géologie, la notion de roche comprend donc tous les types de matériaux constituant l’écorce terrestre, y compris les sols meubles. Au vu de cette définition, on comprend alors que la nomenclature des roches est encore plus complexe que celle des minéraux, aucun système de classification ne fait l’unanimité chez les Géologues. Les noms donnés aux roches, au cours des développements de la pétrographie, sont relatifs (entre autres) : soit à leur composition minéralogique, soit à leur morphologie extérieure, soit à la région ou à la localité où elles ont été découvertes, soit encore à leur évolution. D’autre part, à la différence des minéraux, les roches ne se développent pas les unes à côté des autres indépendamment, toutes les transitions peuvent exister entre les roches génétiquement voisines. Leur classification et subdivision sont donc des démarches intellectuelles. Le pétrographe, outre l’étude de la composition minéralogique des roches, essaie donc également de démêler l’histoire de la Terre dont les roches sont les témoins. L’étude des roches a permis d’apprendre et de comprendre beaucoup d’aspects : de géographie et des climats du passé, de composition interne de notre planète et des conditions qui y règnent, des formations des continents et leur mouvement, de l’évolution des espèces végétales et animales, en particulier celle de l’homme. Au cours de son évolution, l’homme s’est ainsi adapté à son environnement géologique, au même titre qu’aux différents climats. Le développement d’une culture n’est pas le même dans les plaines alluviales, dominées par des roches meubles sédimentaires, que dans des zones montagneuses, caractérisées par les formations rocheuses dures. D’autre part, l’homme a Ens : BOUTRIKA Rabah Page 3 Pétrographie des roches métamorphiques appris très tôt (âge de la pierre) à se servir des roches, soit comme outil au même titre que l’os ou le bois, soit pour la construction ou pour l’ornementation. 1.2 Les trois grands groupes de roches et leur cycle évolutif On a vu plus haut qu’il existe une notion évolutive dans l’étude des roches et dans leur classification. En pétrographie, la classification fondamentale se base sur l’origine des roches et leur processus de formation (appelé genèse). On peut ainsi classer les roches en trois grands groupes : • les roches magmatiques (encore appelées roches ignées) : qui sont le produit du refroidissement et de la consolidation de bains silicatés en fusion, appelés magmas. Ce refroidissement pouvant se faire soit à la surface de la terre (donnant les roches volcaniques), soit au sein de l’écorce terrestre (donnant les roches plutoniques), • les roches métamorphiques : qui sont formées à partir de roches préexistantes essentiellement par des recristallisations dues à des élévations de température et de pression, • les roches sédimentaires : qui se forment à partir de la désintégration d’autres roches à la surface de la terre, ou à partir de la précipitation chimique ou biochimique de solutions. Les roches proviennent donc toutes à l’origine du magma en fusion et subissent une évolution dans le temps. Ainsi, par exemple, une roche sédimentaire peut être le produit de l’altération de roches métamorphiques, elles-mêmes étant le produit du métamorphisme de roches, soit magmatiques, soit sédimentaires, soit métamorphiques. Les relations et le cycle d’évolution des trois grands groupes de roches sont représentés sur le schéma qui suit (figure 1). Ens : BOUTRIKA Rabah Page 4 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 1 : le cycle évolutif des roches (Schumann, 1989) On voit donc que le magma constitue la source primitive de la formation de toutes les roches. Si la composition initiale du magma est importante, les conditions de température et de pression sont fondamentales lors de la cristallisation des minéraux. De même, les phénomènes de recristallisation, de transformation d’un minéral à un autre lors du métamorphisme dépendent étroitement de ces conditions. Comme le magma est l’origine de toutes les roches de la croûte terrestre. Les proportions respectives des trois groupes de roches au sein de la croûte terrestre sont reprises dans le tableau qui suit (tableau 1). D’autre part, on a vu ci-dessus que l’on définit principalement une roche comme étant généralement le produit de l’assemblage de différents minéraux. Il est donc utile de mentionner également les proportions des principaux minéraux au sein de la croûte terrestre. Tableau 1 : proportions volumiques des roches et principaux minéraux au sein de la croûte terrestre (Ronov & Yaroshevsky, 1969 - légèrement modifié). Ens : BOUTRIKA Rabah Page 5 Pétrographie des roches métamorphiques Proportions volumiques au sein de la croûte terrestre Roches Minéraux Type % volumique Minéral % volumique Magmatiques 65 Feldspaths Plagioclases 39 avec en particulier : Feldspaths Alcalins 12 granites 10 Quartz 12 granodiorites, diorites 11 Pyroxènes 11 basaltes 43 Amphiboles 5 Sédimentaires 8 Micas 5 Métamorphiques 27 Minéraux argileux 5 Olivines 3 Calcite 1 autres 7 Si les roches magmatiques (ou ignées) sont de loin les plus nombreuses, elles sont généralement recouvertes par des roches sédimentaires, que ce soit sur les fonds océaniques ou sur les continents. Mis à part les reliefs, les roches sédimentaires forment donc la « pellicule » de surface de la croûte terrestre, principale partie de la terre concernée par les travaux de l’ingénieur. Ce tableau permet également de se rendre compte de l’importance des feldspaths, du quartz et, dans une moindre mesure, des pyroxènes par rapport aux autres minéraux. Par exemple, on verra ci-après dans ce chapitre que la classification scientifique des roches magmatiques est principalement basée sur l’importance respective de ces minéraux. 1.3 Notions de cristallisation et de magma On a vu ci-dessus que la roche est un assemblage de minéraux. Leur formation à partir du magma ou, le processus de recristallisation pour les roches métamorphiques, dépendent de la composition chimique du milieu, de la température, de la pression et de leur vitesse de variation. D’une manière générale, les minéraux sont stables dans des conditions précises de température, de pression et d’environnement chimique. Lorsque ces conditions changent, les minéraux peuvent devenir instables et être remplacés par d’autres minéraux caractérisés par Ens : BOUTRIKA Rabah Page 6 Pétrographie des roches métamorphiques des structures cristallines différentes et souvent par une nouvelle répartition des éléments chimiques. Au sein d’un édifice cristallin donné par contre, des échanges d’ions peuvent avoir lieu selon des règles de substitution d’ions (Dercourt & Paquet, 1995). Il n’est pas du cadre de ce cours d’apprendre les processus de formation des différents types de roches observées dans la nature, mais les notions qui suivent devraient, à titre didactique, en donner une idée. La cristallisation en minéraux spécifiques dépend de la composition chimique du liquide en fusion mais également de la faculté qu’ont les différents composants chimiques de se substituer d’un minéral à l’autre sans en modifier la structure cristalline. 1.3.1 Règles de substitution d’ions Ces règles énoncées par Goldschmidt (1937) permettent de comprendre les phénomènes d’intégration des différents éléments chimiques dans un cristal qui croît dans un liquide silicaté. re 1 règle : deux ions de même charge et de rayons ioniques semblables, différant en taille de moins de 15 % par rapport au plus petit, s’intègrent dans un cristal dans les proportions du liquide initial. e 2 règle : lorsque deux ions ont la même charge mais des rayons ioniques différents, le plus petit est incorporé de préférence dans le cristal si la différence des deux rayons n’excède pas 15 % du plus petit d’entre eux. e 3 règle : de deux ions de rayons ioniques semblables, le plus chargé s’intègre préférentiellement dans le cristal. Lorsque les rayons ioniques de deux ions diffèrent de plus de 15%, les substitutions ne sont plus possibles. Lorsque deux ions ont un rayon ionique qui diffère de plus de 15% sans trop s’en écarter, une élévation de température provoque alors une dilatation du réseau cristallin par agitation thermique. Les deux ions peuvent ainsi se substituer, la structure obtenue n’est stable qu’à haute température et seul un abaissement brutal de la température (trempe) peut figer la structure cristalline. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 7 Pétrographie des roches métamorphiques Lorsque deux minéraux peuvent échanger tous leurs ions sans modification de leur structure cristalline, on parle de minéraux formant une série isomorphe. 1.3.2 Diagrammes de cristallisation Dès le début du siècle, on a étudié les conditions de cristallisation de mélange de minéraux à partir d’un liquide en fusion obtenu en portant à haute température des minéraux naturels. Pour un système silicaté quelconque, on obtient le diagramme théorique suivant (figure 2) en fonction de la pression et de la température. La courbe du solidus sépare le domaine où seule une phase solide existe du domaine où coexistent des cristaux et un liquide en fusion. La courbe du liquidus sépare le domaine où coexistent des cristaux et un liquide en fusion du domaine où seule une phase liquide existe. Figure 2 : courbes théoriques pour un système silicaté en fonction de la température et de la pression (Pomerol & Renard, 1997) D’une manière simplifiée, les produits de cristallisation d’un liquide silicaté en fusion peuvent être : • soit des minéraux de compositions chimiques différentes, mais de structure cristalline semblable qui n’est pas modifiée par la substitution d’ions, quelles que soient la Ens : BOUTRIKA Rabah Page 8 Pétrographie des roches métamorphiques température et la pression : on parle de série de minéraux isomorphes à toute température et à toute pression, • soit des minéraux de structure cristalline totalement différente pour lesquels la substitution d’ions n’est plus possible sans changement de structure. Bien entendu, il existe des situations intermédiaires pour lesquelles, par exemple, des minéraux forment une série isomorphe uniquement à haute température. D’autre part, les conditions de cristallisation sont importantes : le refroidissement peut être rapide ou lent, la vitesse de variation de la température peut également varier au cours du processus de cristallisation et donner des roches différentes (roches porphyriques – voir plus loin) ou encore, la présence d’eau dans le mélange silicaté en fusion modifie les courbes des solidus et liquidus. Les diagrammes qui sont présentés ci-après (dont les formes sont familières depuis longtemps aux métallurgistes), sont le résultat d’expériences réalisées à partir de 1920 par des pétrographes, en particulier Bowen et ses collaborateurs. Ces expériences ont permis de comprendre les processus de cristallisation naturels. 1.3.2.1 Diagramme de deux minéraux formant une série isomorphe Le mélange le plus célèbre de deux minéraux formant une série isomorphe à toute température et à toute pression est celui formé par l’anorthite [Ca(Al2Si2O8)] et l’albite [Na(AlSi3O8)] (représentés ci-dessous respectivement par A et B) donnant la série des + 2+ plagioclases. Comme les rayons ioniques de Na et de Ca , d’une part et de Si 4+ 3+ et Al , d’autre part, sont proches, des substitutions ioniques ont lieu en phase liquide mais également en phase solide par des phénomènes de diffusion assez lents (on parle de minéraux formant une solution solide). A une pression donnée, en portant un mélange de proportion connue M1, de deux minéraux A (de température de fusion TA) et B (de température de fusion TB) isomorphes, à une température de fusion T supérieure à TA et en observant le processus de cristallisation lors du refroidissement, on observe les faits suivants (figure 3-1 ci-dessous) : • la température Ti d’apparition des premiers cristaux est inférieure à TA , Ens : BOUTRIKA Rabah Page 9 Pétrographie des roches métamorphiques • il n’y a pas cristallisation brutale mais progressive entre Ti et Tj , il existe donc trois domaines déjà présentés ci-dessus (figure 2) , • Le premier cristal Ci qui apparaît a une composition différente du mélange initial, il est plus riche en A, • Au fur et à mesure du refroidissement, les cristaux ont une composition qui, se déplaçant sur la courbe du solidus, s’enrichit progressivement en B, • Les derniers cristaux formés Cj ont une composition identique à celle du mélange M1 initial, • si le refroidissement est suffisamment lent, en fin d’expérience, tous les cristaux ont la même composition que M1, des substitutions ioniques ayant eu lieu entre les premiers cristaux formés et le liquide en fusion. Si on répète l’expérience avec n mélanges de proportions différentes, on obtient le diagramme de la figure 3-2. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 10 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 3 : diagramme de cristallisation de deux minéraux isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 11 Pétrographie des roches métamorphiques 1.3.2.2 Diagramme de deux minéraux quelconques non isomorphes Les cas sont nombreux, mais l’exemple le plus courant est celui de l’albite [Na(AlSi3O8)] et du quartz [SiO2] (représentés ci-dessous respectivement par A et B) qui forment une série non-isomorphe quelles que soient la pression et la température. A une pression donnée, en portant deux mélanges de proportion connue M1 et M2 de deux minéraux A (de température de fusion TA) et B (de température de fusion TB) isomorphes à une température de fusion T supérieure à TA et en observant le processus de cristallisation lors du refroidissement, on observe les faits suivants (figure 4-1 ci-dessous) : Soit la première expérience en partant du mélange M1 en fusion : • à la température Tl (inférieure à TA) apparaissent les premiers cristaux du minéral A, • en continuant à refroidir, le liquide s’appauvrit en A en suivant la courbe du liquidus LE, • à partir du point E (TE<TA) des cristaux de A et B apparaissent simultanément, la température restant constante, jusqu’à épuisement du liquide. La température recommence alors à décroître. La seconde expérience est menée à partir d’un mélange M2 plus riche en B : • à la température Tn (inférieure à TB) apparaissent les premiers cristaux du minéral B , • en continuant à refroidir, le liquide s’appauvrit en B en suivant la courbe NE. Si on répète l’expérience avec n mélanges de proportions différentes, on obtient le diagramme de la figure 4-2. On appelle température eutectique la température minimale que peut avoir la phase liquide issue d’un mélange de deux minéraux spécifiques. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 12 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 4 : diagramme de cristallisation de deux minéraux non-isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 13 Pétrographie des roches métamorphiques Les deux cas présentés ci-dessus sont des cas idéaux présentés à titre didactique. Dans les conditions naturelles, il est évident que les liquides silicatés ne sont pas issus de la fusion de seulement deux minéraux. D’autre part, dans de nombreux cas la fusion de deux minéraux, en refroidissant, donnent une ou plusieurs autres espèces minérales. 1.3.2.3 Influence des conditions de cristallisation - Cristallisation fractionnée Prenons, à titre d’exemple, deux minéraux formant une série isomorphe. Dans les conditions naturelles, il est fréquent que le refroidissement ne soit pas suffisamment lent pour permettre aux minéraux de la phase solide d’échanger leurs ions par processus de diffusion, ou encore, n’ont pas le temps d’échanger leur ions avec la phase liquide. Dans ce dernier cas (voir figure 5-1 ci-dessous), on obtient alors des cristaux zonés plus riches en A au centre (point C) et plus riche en B à la périphérie (point F), le milieu solide tous cristaux confondus parcourant la ligne CD. D’autre part, malgré un refroidissement suffisamment lent, des processus de cristallisation fractionnée sont courants en raison de la gravité (voir figure 5-2). Les minéraux formés lors du refroidissement se déposent alors et perdent le contact avec le liquide. Les échanges d’ions entre les minéraux formés et la phase liquide ne peuvent plus avoir lieu et on obtient des couches de minéraux de composition différente (minéraux de composition 1, 2, 3 ... à la figure 5-2), même si l’ensemble de ces couches forment un mélange de composition chimique identique à celle du mélange initial. Figure 5 : influence des conditions de cristallisation (Dercourt & Paquet, 1995) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 14 Pétrographie des roches métamorphiques Bien entendu, les exemples qui viennent d’être exposés peuvent être étendus au cas d’un mélange de plus de deux minéraux ou au cas des minéraux ne formant pas une série isomorphe. La présence d’eau ou de gaz peut modifier considérablement les conditions de cristallisation et la viscosité du liquide silicaté en fusion. Enfin, les premiers minéraux formés en refroidissant peuvent être transformés, par échange ionique avec le liquide, en d’autres minéraux. 2.3.3 Notions de magma Un magma est un bain naturel de silicates en fusion, pouvant contenir des cristaux ou des fragments de roches en suspension. Sa cristallisation conduit aux roches magmatiques. Un magma se caractérise par : sa composition essentiellement silicatée, sa température élevée (1200°C à 1500°C) et par sa viscosité qui lui confère une plus ou moins grande aptitude à couler (Dercourt & Paquet, 1997). On peut obtenir un bain de silicates artificiellement en broyant finement des minéraux silicatés (feldspaths, quartz ou minéraux argileux) et en portant l’ensemble à de hautes températures (voir le paragraphe traitant des suites réactionnelles de Bowen). 1.3.3.1 La viscosité des magmas La viscosité d’un magma dépend principalement, de la température et de la pression bien entendu, mais également de sa teneur en silice, de la présence de gaz, de sa teneur en eau. Les magmas ne possèdent pas tous la même viscosité. La nature des roches magmatiques ou « cristallines » dépend évidemment de la nature du magma qui leur a donné naissance. Comprendre les facteurs qui ont une influence sur la viscosité est important puisque celle-ci conditionne l’aptitude à couler du magma et lui est inversement proportionnelle. • La teneur en silice SiO2 a une influence très importante, plus elle est élevée, plus la viscosité l’est également. En effet, le liquide silicaté possède une charpente faite de tétraèdres SiO4 polymérisés en ordre périodique. Les liaisons Si-O-Si sont des liaisons fortes car covalentes (voir le chapitre 1) qui s’opposent, par frottement interne, à l’écoulement. • La teneur en gaz (H2O, CO2, H2S,...) : la perte de gaz provoque une augmentation de la viscosité, Ens : BOUTRIKA Rabah Page 15 Pétrographie des roches métamorphiques • La teneur en eau a une influence très importante sur la viscosité. En effet, à haute + - température l’eau est dissociée en H et OH qui rompent ensuite les liaisons Si-O-Si et les hydrolyse en Si-OH HO-Si. Au fur et à mesure que les liaisons s’hydrolysent, il y a rupture de la charpente silicatée et, par conséquent, diminution de la viscosité. De plus, la teneur en eau a une grande influence sur la température de cristallisation d’un magma, comme nous le verrons au point suivant. 1.3.3.2 Les différents types de magmas De manière générale et fortement simplifiée, on distingue principalement deux types de magmas suivant leur teneur en silice. • magma hypersiliceux : lorsque la teneur en silice est élevée (75%), le magma en fusion est très visqueux et s’écoule donc lentement à travers l’écorce terrestre. Il cristallise alors quasi entièrement lors de son ascension vers la surface et seuls subsistent les minéraux stables en présence d’un excès de SiO2. Ce type de magma engendre les roches granitiques qui représentent près de 95 % des roches d’intrusion au sein des roches préexistantes. • magma hyposiliceux : lorsque la teneur en silice est faible (50%), le magma en fusion est fluide et traverse rapidement l’écorce terrestre pour couler en surface. En raison de la rapidité de l’ascension, seuls quelques minéraux cristallisent et ceux qui sont formés à haute température restent stables compte tenu de la faible teneur en SiO2. Ce type de magma engendre les roches basaltiques qui représentent près de 95 % des roches effusives à la surface de l’écorce terrestre. Bien entendu, des magmas intermédiaires à ceux décrits ci-dessus existent. L’évolution de la température et de la pression du magma en fusion lors de leur remontée dans l’écorce est représentée schématiquement à la figure qui suit (figure 6 : chemin A’B’ pour un magma basaltique et chemin AB pour un magma granitique). Cette figure montre également l’influence très importante de la teneur en eau sur les courbes de solidus des magmas. L’hydratation d’un magma déplace sa courbe du solidus vers de faibles températures et change sa courbure. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 16 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 6 : courbes de solidus des magmas et évolution au cours de l’ascension dans l’écorce terrestre (Pomerol & Renard, 1997) Les conditions d’émission des magmas ont une influence non négligeable sur la formation des roches. Pour un magma basaltique, si la vitesse d’émission est rapide, il est brassé au cours de son expulsion et engendre des basaltes homogènes. A l’opposé si la vitesse de remontée est lente, des minéraux peuvent précipiter (cristallisation fractionnée, voir point 2.3.2.3. cidessus), ce qui modifie la composition du liquide en fusion et engendre des roches bien cristallisées de différents types. 1.3.3.3 Suites réactionnelles de Bowen - Cristallisation d’un magma Les expériences de cristallisation d’un liquide en fusion réalisé à partir de deux minéraux et décrites précédemment (point 2.3.2.) ont été généralisées par Bowen et son équipe sur des composés complexes. Leurs travaux ont alors permis d’observer l’ordre d’apparition des minéraux, les domaines de coexistence stable de certains minéraux, les transformations de minéraux en d’autres, en fonction de la température et de la composition initiale du magma lors de son refroidissement. Bowen et son équipe ont synthétisé l’ensemble de leurs Ens : BOUTRIKA Rabah Page 17 Pétrographie des roches métamorphiques observations sous forme de deux séries de minéraux associés par plusieurs réactions, appelées suites réactionnelles de Bowen (voir figure 7 page suivante). Figure 7 : suites réactionnelles de Bowen (Pomerol & Renard, 1997) • La série des ferro-magnésiens : cette série est discontinue, les structures cristallines des minéraux successifs sont différentes et il n’existe pas d’héritage structural. Lorsque la température décroît, on a les réactions suivantes : liquide ───► olivine + liquide olivine + liquide ───► olivine + pyroxènes Lorsque la teneur en SiO2, Na, Ca et K est suffisante, on peut avoir les réactions suivantes : pyroxènes + liquide ───► amphibole amphibole + liquide ───► mica noir Ens : BOUTRIKA Rabah Page 18 Pétrographie des roches métamorphiques • La série des plagioclases : cette série est continue car les différents plagioclases ont une structure cristalline commune. On passe progressivement de l’anorthite (riche en Ca) à l’albite (riche en Na). Les deux séries réactionnelles sont concomitantes. Par exemple, si l’évolution des plagioclases libèrent des ions Ca et Al dans le liquide, ils sont intégrés dans les amphiboles qui apparaissent à des températures similaires. 1.3.3.4 L’évolution des magmas – Différenciation magmatique Les processus de cristallisation illustrés par les suites réactionnelles de Bowen associés aux phénomènes de cristallisation fractionnée peuvent expliquer l’évolution des magmas. Lors de leur ascension ils peuvent, par exemple, s’enrichir considérablement en silice en raison du processus de sédimentation des minéraux précédemment formés. On obtient alors des liquides successifs qui, d’hyposiliceux, deviennent progressivement hypersiliceux (exemple des rhyolites – voir plus loin). Ce mécanisme est appelé différenciation magmatique. 1.4 Propriétés générales des roches Nous avons vu ci-dessus que les classifications sont basées sur l’origine des roches et leur genèse. Les trois grands groupes de roches sont constitués des roches magmatiques, sédimentaires et métamorphiques. Il n’existe pas de classification systématique qui reprenne l’ensemble des roches issues de ces trois groupes. Chaque groupe de roches possède sa (ou ses) classification propre, quand elle existe. D’une manière générale, la nomenclature des roches est encore plus complexe que celle des minéraux. En effet, certaines roches doivent leur nom à des caractéristiques extérieures « spectaculaires », d’autres à la région du globe où elles sont particulièrement bien représentées, à leur composition minéralogique. A ces noms s’ajoutent encore les appellations commerciales qui parfois peuvent induire en erreur (exemple : le célèbre « Petit Granit » du Hainaut qui n’est autre qu’une roche calcaire). Dans la suite de ce texte, les classifications des roches, propres à chaque groupe de roches, sont reprises dans le paragraphe y afférant. Néanmoins, certaines propriétés peuvent être définies, indépendamment du groupe, afin de permettre une première reconnaissance visuelle des roches : la couleur (ou l’indice de coloration), la composition minéralogique, la grosseur du grain, le mode de gisement, la structure et la texture. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 19 Pétrographie des roches métamorphiques 1.4.1 Les propriétés descriptives des roches a) La composition minéralogique La composition minéralogique est le caractère individuel le plus important à examiner pour l’identification des roches. Quel que soit le groupe d’appartenance des roches, elles sont généralement composées de quelques minéraux fondamentaux appartenant à des « familles » peu nombreuses telles que : feldspaths, quartz et, dans une moindre mesure, pyroxènes. La détermination précise de la composition minéralogique nécessite généralement une étude en lame mince, voire une détermination chimique. Cependant, quand les minéraux sont discernables à l’œil nu, les propriétés des principaux minéraux permettent une première détermination qualitative très utile. b) La grosseur du grain La grosseur du grain est le diamètre moyen des grains constituant la roche. Quelle que soit le groupe d’appartenance d’une roche, la grosseur du grain prend une part importante dans sa classification au sein de ce groupe. c) La couleur On a vu au chapitre 1 que la couleur des minéraux, et à plus forte raison des roches, dépend fortement de la présence certains éléments chimiques, même en faible proportion. Les feldspaths et les quartz sont de teinte claire tandis que les pyroxènes ou ferromagnésiens ou encore, la plupart des minéraux argileux (roches sédimentaires), sont de couleur sombre en raison de la présence de magnésium et/ou de fer. d) l’indice de coloration On définit l’indice de coloration d’une roche comme étant le pourcentage de minéraux sombres qu’une roche contient. Pour rappel, les quartz et les feldspaths sont des minéraux clairs tandis que les ferro-magnésiens sont foncés. e) La texture La texture est fonction de la forme, de la disposition et de la répartition des minéraux dans la roche. La notion de texture recouvre les caractères microscopiques. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 20 Pétrographie des roches métamorphiques f) La structure La structure est l’ensemble des caractères extérieurs des roches en masse tels que la stratification, la structure en couches ou en bandes. Il s’agit d’une propriété importante permettant de commencer par rattacher une roche à l’un des trois groupes principaux. La notion de structure recouvre généralement les caractères macroscopiques. g) Le gisement Le caractère du gisement est définit par la nature de la formation géologique d’où est issue la roche à décrire. Cette notion est vaste et comprend également implicitement l’explication succincte de la genèse de la formation géologique encaissante. Remarque : dans un soucis de simplification, dans les descriptions des différentes roches, on regroupera les caractéristiques « indice de coloration » et « couleur » sous le terme général de « couleur ». De même, les caractéristiques « texture » et « structure » seront regroupées sous le terme général de « structure ». 2.4.2 Classement des roches en fonction de leur structure (au sens large) Pour beaucoup d’auteurs (Pomerol, Dercourt & Paquet, Schumann ou encore Foucault & Raoult), les notions de texture et de structure sont confondues. Ils parlent alors, dans un soucis de simplification, de « structure » au sens large. Les quatre types de structures des roches sont présentées à la figure de la page suivante (figure 8) : structure non orientée, à stratification, fluidale (ou foliacée) et à schistosité. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 21 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 8 : les quatre types de structure (Schumann, 1989) Parmi les roches à structure non orientée, on peut également distinguer plusieurs sous-groupes : les structures à débris de roches, à grains grossiers, à grains fins et structure vitreuse. Figure 8 : les différents types de roches à structure non orientée (Schumann, 1989) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 22 Pétrographie des roches métamorphiques 2. Roches métamorphiques Les roches métamorphiques constituent un peu plus d’un quart de la croûte terrestre. Elles constituent pour la plupart le produit du mouvement des plaques, responsable de la création de chaînes de montagne. A la surface de la croûte terrestre, elles affleurent principalement sur les reliefs. 2.1 Genèse des roches métamorphiques La notion de « métamorphisme » peut prendre un sens général qui consiste à la définir comme étant « l’ensemble des transformations et des réactions que subit une roche initialement solide, lorsqu’elle est portée dans des conditions de pression et de température différentes de celles ayant présidé à sa genèse ». En ce sens, les processus d’altération et de diagenèse menant à la formation des roches sédimentaires font partie du métamorphisme. Le sens actuel, le plus communément admis par les géologues est donnée par la définition suivante : Le métamorphisme est la transformation d’une roche à l’état solide du fait d’une élévation de température et/ou de pression, avec cristallisation de nouveaux minéraux, dits néoformés, et acquisition de textures et structures particulières, sous l’influence de conditions physiques et/ou chimiques différentes de celles ayant présidé à la formation de la roche originelle (Foucault & Raoult, 1995). D’autre part, il est également admis que le métamorphisme est limité aux conditions qui provoquent la fusion totale de la roche originelle, processus qui conduit à la formation de roches considérées comme magmatiques même si elles ne proviennent pas strictement du magma du manteau supérieur. Dans ces conditions, le domaine du métamorphisme peut être illustré par la figure suivante où figurent également les domaines de l’altération et de la diagenèse des roches sédimentaires. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 23 Pétrographie des roches métamorphiques Figure 9 : domaine du métamorphisme (Dercourt & Paquet, 1995) Les facteurs principaux du métamorphisme sont donc la température (en particulier le gradient géothermique – voir ci-dessous) et la contrainte, sans oublier le facteur temps. D’autre part, on distingue principalement deux types de métamorphisme : le métamorphisme régional (dû au mouvement des plaques) et le métamorphisme de contact (dû à l’intrusion du magma au sein des roches préexistantes). Pour mémoire, on a également défini un métamorphisme d’impact (chute de météorites) qui sort du cadre de ce cours. 2.1.1 Les facteurs du métamorphisme Les facteurs principaux du métamorphisme sont la température, la pression et le facteur temps, les deux premiers étant souvent concomitants. a) Le facteur temps Dans le métamorphisme, le facteur temps est très important. On a vu précédemment que les minéraux sont stables dans les conditions de température et de pression qui ont présidé à leur Ens : BOUTRIKA Rabah Page 24 Pétrographie des roches métamorphiques formation. Lorsque ces conditions changent, ils deviennent instables et des transformations minéralogiques se produisent. Cependant, la plupart des minéraux restent stables lorsque la durée du changement est faible, on dit qu’ils sont « métastables ». Ce n’est que lorsque les conditions changent durablement que les transformations physiques et chimiques ont le temps de se produire. Cet aspect est important car il explique par exemple pourquoi une partie des roches du métamorphisme de contact gardent leur structure originelle. b) La température L’énergie thermique est le facteur principal du métamorphisme. Elle émane, d’une part du flux de chaleur du globe, produit par les réactions de désintégration en son centre, et d’autre part, par les frictions entre plaques. Il en résulte donc à partir de la surface de la terre ce qu’on appelle un « gradient géothermique », bien connu des mineurs. Il est variable selon les régions du globe : les régions les plus actives tectoniquement montrent un gradient qui peut atteindre 50°C/km (voire 100°C/km), tandis qu’au droit des anciens boucliers, on a seulement 6°C/km. Il vaut en moyenne 30°C/km. Un flux géothermique élevé et régional est à l’origine d’un métamorphisme régional, tandis qu’un flux local dû par exemple à une intrusion magmatique est à l’origine du métamorphisme de contact. c) La pression et les contraintes L’enfouissement de masses rocheuses sous d’autres (tectonique ou dépôts successifs de sédiments) provoque une élévation de la pression verticale, liée à la gravité. Si près de la surface de la croûte terrestre il en résulte des contraintes verticales et horizontales différentes (voir cours de Mécanique des sols), elles s’égalisent rapidement quand la profondeur augmente pour donner une pression homogène dans toutes les directions de l’espace, pression dite « isotrope ». C’est la « pression de confinement » ou « pression lithostatique », de type hydrostatique régnant à l’intérieur des plaques. Par exemple, si on prend pour les roches une densité de 2,5 on a alors une pression de 1000 atmosphères à 4 km de profondeur. De façon générale, la pression lithostatique seule ne provoque pas de métamorphisme des roches (voir également la figure 30). Par contre, la tectonique des plaques crée aux frontières entre plaques des contraintes anisotropes qui déforment alors des grands ensembles rocheux Ens : BOUTRIKA Rabah Page 25 Pétrographie des roches métamorphiques de plusieurs milliers de km² (voir également plus loin). C’est le métamorphisme régional, intimement lié aux processus orogéniques menant notamment à la création de chaînes de montagnes. 2.2 Métamorphisme régional et métamorphisme de contact Le gros des roches métamorphiques provient du métamorphisme régional. a) Métamorphisme régional On l’a vu ci-dessus, ce métamorphisme est principalement lié aux mouvements tectoniques qui créent des contraintes anisotropes et, par les frictions entre plaques, un accroissement important de la température. Ces mouvements se produisent pendant une durée suffisamment importante pour que toutes les transformations puissent se produire. En particulier, l’anisotropie des contraintes provoque une déformation de la roche originelle, telle qu’illustrée par la figure suivante (figure 10) et l’augmentation de la pression moyenne combinée à celle de la température mènent à la formation de nouveaux minéraux (grenats, serpentine, staurodite, ...etc). Figure 10 : métamorphisme régional, déformation de la roche (Bourque, 2000) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 26 Pétrographie des roches métamorphiques Les déformations de la roche préexistante lui confèrent un nouveau type de structure. A l’échelle macroscopique, les structures « héritées » du métamorphisme régional sont les plis (synclinaux, anticlinaux...) les failles, les diaclases, ... qui font l’objet d’un chapitre à part entière. A l’échelle de l’échantillon, on peut souvent percevoir une structure appelée « foliation » qui caractérise le fait que les minéraux sont applatis et s’orientent suivant une direction préférentielle (voir figure 10 ci-dessus). C’est par exemple le cas des roches de la famille des granites qui sont transformées en roches de la famille des gneiss (voir paragraphes suivants). Il faut noter également que les roches à grain fins métamorphisées présentent une schistosité qui est semblable à celle créée par la diagenèse. Il s’agit d’un phénomène apparenté sauf que les contraintes sont évidemment plus élevées dans le cas du métamorphisme. Ce qui explique que certaines roches à grains fins (sans être à l’origine des argilites ou des schistes sédimentaires) présentent des plans de schistosité très nets dus au métamorphisme (exemple des phyllades – voir paragraphes suivants). Il est parfois difficile de faire la distinction entre une schistosité due à la diagenèse et la schistosité héritée du métamorphisme. b) Métamorphisme de contact Le métamorphisme de contact caractérise la transformation des roches préexistantes par les intrusions de magma (batholites, pipes, ...etc.). Il affecte des masses beaucoup plus petites que le métamorphisme régional (de la dizaine de m² au km²) pour lesquelles il y a eu transfert de chaleur du magma chaud vers les roches froides encaissantes (voir figure 11 ci-dessous). Figure 11 : métamorphisme de contact (Bourque, 2000) Les premières roches au contact du magma sont cuites (zone des cornéennes), de nombreux cristaux néoformés et infra millimétriques apparaissent. Pour les roches suivantes (zone des Ens : BOUTRIKA Rabah Page 27 Pétrographie des roches métamorphiques schistes tachetés), quelques cristaux néoformés (exemple typique de l’andalousite) témoignent du métamorphisme de contact ainsi qu’une structure finement plissée. La zone comprenant ces roches affectées par l’intrusion de magma est appelée « auréole métamorphique » (voir figure 12 ci-contre). Figure 12 : auréole métamorphique (Dercourt & Paquet, 1995) 2.1.3 Intensité du métamorphisme – Anatexie Lorsqu’on se déplace dans une formation rocheuse ayant subit un métamorphisme, l’intensité (ou le degré) du métamorphisme varie d’un endroit à l’autre. On vient de voir ci-dessus que c’est particulièrement le cas du métamorphisme de contact, mais le même constat peut être fait pour le métamorphisme régional. La simple dénomination des roches est insuffisante pour estimer l’intensité du métamorphisme subi. On peut ainsi passer d’un très faible métamorphisme, semblable à une diagenèse fortement prononcée, à des conditions de pression et de température qui peuvent mener à la fusion quasi totale de la roche préexistante, surtout si le milieu contient de l’eau. Les domaines de la fusion partielle des roches et du métamorphisme se chevauchent. Ce phénomène de fusion partielle, Ens : BOUTRIKA Rabah Page 28 Pétrographie des roches métamorphiques menant à la création de roches dites « migmatiques », est appelé « anatexie ». C’est le stade ultime du métamorphisme. Si la pression et la température sont suffisamment élevées, conditions qui sont réunies lorsque les mouvements tectoniques provoquent l’enfoncement d’une plaque dans une zone de subduction, on passe par une phase entièrement liquide, le magma. Celui-ci en refroidissant peut donner une roche de type granitique, appelée « granite orogénique ». On a vu précédemment (figure 13) que les roches suivent alors un cycle dans la lithosphère. Figure 13 : métamorphisme - anatexie – cycle géochimique (Pomerol & Renard, 1997) La classification des roches métamorphiques doit alors faire état de cette évolution progressive qui se constate également sur le terrain quand on va du bord de la zone rocheuse métamorphisée vers le centre (appelé « épizone ») ayant subit les plus fortes températures et pression. On franchit alors des surfaces successives d’égale intensité de métamorphisme, appelées « isogrades » caractérisées par l’apparition de minéraux typiques dont l’association témoigne des conditions de température et de pression qui ont mené à leur formation. On désigne une association déterminée de ces minéraux métamorphiques par la notion de « faciès métamorphique » (voir ci-dessous). Ens : BOUTRIKA Rabah Page 29 Pétrographie des roches métamorphiques 2.2 Classification des roches métamorphiques On a vu ci-dessus que c’est surtout la présence de minéraux caractéristiques du métamorphisme qui permettent de classifier les roches métamorphiques. La création de ces nouveaux minéraux s’appelle la « paragenèse » et on a vu ci-dessus qu’une association déterminée de certains de ces minéraux est désignée par le terme de faciès. 2.2.1 Principaux minéraux des roches métamorphiques Les minéraux principaux sont généralement les minéraux des roches originelles, soit le quartz, les feldspaths, les micas et les minéraux argileux. Les principaux minéraux néoformés du métamorphisme sont des silicates : andalousite, grenats, épidotes, staurodite, amphiboles, serpentine, sillimanite (de même formule chimique que l’andalousite mais de système cristallin différent), biotite, chlorite, disthène (Al2SiO5). 2.2.2 Structure des roches métamorphiques Compte tenu du mode de formation des roches métamorphiques, elles se trouvent pour la plupart dans des massifs issus des processus orogéniques, elles se présentent en séries plus ou moins plissées et fracturées selon l’intensité du métamorphisme. A l ‘échelle de l’échantillon, les roches peuvent également montrer une structure finement plissée. Cependant, le caractère le plus commun des roches métamorphiques (de contact ou régionales) est la schistosité métamorphique, même si à l’origine la roche mère n’est pas nécessairement de nature argileuse. Cette schistosité est due à l’orientation des minéraux du métamorphisme est ne doit donc pas être confondue avec la schistosité des roches sédimentaires, même si le terme est ambigu. C’est la raison pour laquelle on parle, de manière générale, de « faciès des schistes verts » par exemple (voir ci-dessous). Une des particularités du métamorphisme et de mener à la création de nouveaux minéraux relativement rares dans les deux autres grands groupes de roches. Lorsque la roche est à gros grains de taille semblable, on constate souvent un allongement des grains dans un sens privilégié, désigné par le terme de foliation (voir ci-dessus). C’est en particulier le cas des gneiss, on parle aussi de structure gneissique. Lorsque que l’intensité du métamorphisme est forte, les structures préexistantes sont « effacées ». Les roches faisant partie de la famille des cornéennes (les roches transformées par le contact direct avec les intrusions magmatiques – voir ci-dessus, figure 14) représentent un cas un peu à part dans la mesure où elles sont cuites. Les éventuelles structures préexistantes au contact Ens : BOUTRIKA Rabah Page 30 Pétrographie des roches métamorphiques disparaissent complètement pour donner une roche à l’aspect souvent très compact et relativement homogène, sans que l’on puisse discerner les minéraux néoformés, car la recristallisation est généralement relativement rapide. On trouve parfois des phénocristaux (de grande taille) dans des cavités au sein d’une matrice compacte et homogène. 2.2.3 Classification des roches métamorphiques En raison de la complexité du métamorphisme et des origines très diverses des roches métamorphiques (à l’origine soit sédimentaires, soit magmatiques ou elles-mêmes issues d’un métamorphisme antérieur), il n’existe pas de classification qui fasse l’unanimité. Les géologues tentent généralement de construire des classifications qui soient basées sur la nature de la roche originelle et sur les conditions de pression et de température du métamorphisme. D’une manière générale, lorsque le métamorphisme a affecté : • des roches sédimentaires, on parle de roches paramétamorphiques, • des roches magmatiques, on parle de roches orthométamorphiques, • des roches métamorphiques, on parle de roches polymétamorphiques, La figure qui suit illustre sommairement l’évolution des principales roches de la croûte terrestre. Figure 14 : métamorphisme, évolution des principales roches (Bourque, 2000) Cette figure permet notamment de mettre en évidence qu’un métamorphisme intense d’un schiste peut donner un gneiss, de composition minéralogique semblable à celle d’un granite. Ce fait a été prouvé par diverses expériences en laboratoire. On a choisit ici deux types de classification. La première, simplifiée et due à Schumann (1989), est basée sur des caractéristiques extérieures générales. La seconde est la plus couramment reprise par les géologues et est basée sur la notion de faciès métamorphique. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 31 Pétrographie des roches métamorphiques a) Classification simplifiée de Schumann Cette classification est utile pour une reconnaissance rapide des roches métamorphiques, basée principalement sur leurs caractéristiques extérieures, observables à l’échelle de l’échantillon et ne nécessitant pas d’observation en lame mince. Ces caractéristiques sont principalement : la forme des minéraux, la schistosité, la faculté de se débiter en plaquettes et la présence de minéraux typiques (tableau 2). Tableau 2 : Classification simplifiée de Schumann Roches de famille du gneiss Forme des minéraux grains moyens la Roches de famille des schistes à minces et allongés grossiers Schistosité Plaques de délitement moyennes non schisteuses grains fins à grossiers peu prononcée à très bien marquée la Roches nettement aucune marquée à minces aucune épaisses Minéraux typiques feldspaths, quartz micas, minéraux en grand nombre argileux b) Classification suivant les différents faciès et climats métamorphiques Pour rappel, la notion de « faciès métamorphique » désigne un assemblage défini de minéraux du métamorphisme. De manière à pouvoir comparer l’évolution des faciès en fonction de la température ou de la profondeur d’enfouissement, Miyashiro a proposé que les faciès qui se succèdent logiquement (avec un accroissement défini de la pression P et la température T) reçoivent le nom d’un type ou d’un « climat » donné de métamorphisme. Miyashiro a défini trois climats métamorphiques (voir figure 15 page suivante) : • métamorphisme de basse pression et de température variable donnant des associations minéralogiques dites du type andalousite-sillimanite auquel on a donné le nom de métamorphisme dit Aboukuma (plateau du Japon où il est très bien représenté). C’est un climat qui concerne notamment les chaînes péripacifiques. • métamorphisme de moyenne pression et de moyenne température dit barrovien (du nom du géologue Barrow qui l’a le mieux décrit). C’est un climat qui est très bien représenté dans les chaînes anciennes d’Europe. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 32 Pétrographie des roches métamorphiques • métamorphisme de haute pression et de basse température donnant des associations minéralogiques dites du type glaucophane-lawsonite (schistes bleus) auquel on a donné le nom de métamorphisme dit d’enfouissement. C’est également un climat bien représenté dans les chaînes péripacifiques. D’autre part, cette classification a également l’avantage de réunir les roches du métamorphisme régional et de contact (pour ce dernier, exemple du faciès des cornéennes de basse pression et de haute température). Il faut insister, comme cela l’a déjà été précisé plus haut, que le terme de « schistes » métamorphiques ne désigne pas uniquement des roches d’origine argileuse (comme pour les roches sédimentaires). Ce terme est employé car le métamorphisme produit souvent une schistosité, en raison de la déformation des grains et de leur alignement dans une direction préférentielle, provoquée par l’anisotropie des contraintes tectoniques. Figure 15 : classification des roches métamorphiques selon les faciès et climats métamorphiques (Pomerol & Renard, 1997) Ens : BOUTRIKA Rabah Page 33 Pétrographie des roches métamorphiques 2.3 Description des principales roches métamorphiques On trouvera ci-dessous le regroupement des roches métamorphiques en différentes «familles», telles que proposées dans l’ouvrage de Schumann (1989). On se référera à l’annexe 2 de ce chapitre. Bien entendu, le type de métamorphisme dont font partie les roches décrites cidessous est souligné. 2.3.1 Famille du gneiss Les gneiss sont issues du métamorphisme régional et ont en commun une structure grossièrement grenue, une foliation généralement marquée, une schistosité peu marquée à nette, et une proportion de feldspaths supérieure à 20 %. La schistosité est ici due aux cristaux de biotite. • composition minéralogique : minéraux très variés mais les composants essentiels sont les feldspaths et le quartz, les premiers étant nettement dominants. Les minéraux accessoires sont la biotite, la muscovite, l’amphibole (hornblende), le grenat, la sillimanite. • grain : moyen à grossier. • couleur : généralement de couleur claire, souvent gris ou rose, mais aussi verdâtre, brunâtre, montrant des rayures. Les couches claires sont dues à la présence de feldspaths et de quartz, et les couches sombres sont micacées. • structure : structure en bande colorées alternées de bandes claires, les gneiss montrent une foliation typique (pour rappel, due à l’orientation des grains dans une direction privilégiée). Ils montrent également parfois une schistosité quand la proportion de micas est importante. • gisement : se rencontrent dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional. Les roches originelles peuvent être des granites, des grauwackes, des grès, des arkoses, des argiles. Les gneiss se forment à haute température, près de la température de fusion, ils témoignent donc d’un métamorphisme intense. Les variétés de gneiss les plus courantes sont les suivantes : gneiss granitiques Gneiss issus de la déformation de roches originelles granitiques. gneiss oeillés Variété à structure lenticulaire due au développement de feldspaths en forme d’yeux. gneiss migmatiques, dénommés « migmatiques » Ens : BOUTRIKA Rabah Page 34 Pétrographie des roches métamorphiques Les migmatiques sont constituées de deux roches différentes nettement reconnaissables : les gneiss comme hôtes et les granites comme intrusions, s’interpénétrant en conservant les limites franches. granulites Variété de gneiss, plus rare, dépourvu de micas. 2.3.2 Famille des schistes Les schistes ont en commun une schistosité relativement bien marquée, une structure à grain fins à moyen et une proportion de feldspaths inférieure à 20 %. Font partie de cette famille des schistes du métamorphisme de contact (schistes tachetés) ou du métamorphisme régional (micaschistes, phyllades, …). Le nombre de variétés est très important et la dénomination des schistes se base sur des caractéristiques extérieures ou des minéraux leur donnant une teinte particulière (schistes verts, bleus, …). Les schistes sont généralement de teinte sombre (de gris foncé à noir), même si l’apparition de cristaux néoformés peuvent donner une coloration différente. Plus le métamorphisme est important, plus les schistes ont la faculté de se débiter en plaquettes, à surfaces presque planes. a) Schiste ardoisiers Roches de métamorphisme régional faible. A la limite du domaine du métamorphisme, ils sont parfois difficilement différentiables des schistes sédimentaires. Cependant, la schistosité est évidemment plus marquée et le critère de distinction principal est que les phyllades ne gonflent pas au contact de l’eau, contrairement aux argiles schisteuses sédimentaires n’ayant pas subi de métamorphisme. Les composants essentiels sont le quartz et les micas (principalement la muscovite), formés à partir des minéraux argileux. b) Schistes phylliteux ou « phyllades » Roches de métamorphisme régional très finement écailleuses, de métamorphisme plus intense que les schistes ardoisiers. Les minéraux principaux sont la muscovite (de très petites dimensions) et le quartz. Les minéraux accessoires sont la biotite, les feldspaths, la chlorite, le graphite, les grenats. La matrice est donc fine mais peut parfois contenir des minéraux de grande taille. La couleur est généralement gris argenté et/ou verdâtre. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 35 Pétrographie des roches métamorphiques c) Micaschistes Les micaschistes représentent le type même de la roche schisteuse issue du métamorphisme régional intense. Les minéraux essentiels sont la muscovite et le quartz. Les minéraux de muscovite sont de plus grande taille que ceux des phyllades, ce qui permet de les reconnaître à l’oeil nu. De nombreuses variétés correspondent à l’apparition de minéraux accessoires typiques : grenats, staurodite, sillimanite. La couleur est généralement claire d) Schistes tachetés Ce sont des anciennes argiles transformées. Les composants essentiels sont le quartz, les micas, l’andalousite et (plus rarement) la cordiérite. Les taches sont des concentrations des deux derniers minéraux. Ils sont issus du métamorphisme de contact, dans la « deuxième auréole », après les cornéennes (voir également la figure 13). 2.3.3 Famille des roches massives non schisteuses a) Quartzites Les quartzites sont des grès très quartzeux métamorphisés. Le métamorphisme, s’il est suffisamment intense provoque une recristallisation du ciment quartzeux originel, ce qui a comme conséquence que les grains sont intimement engrenés. • composition minéralogique : principalement du quartz, au minimum à 80 % avec comme minéraux accessoires des feldspaths, de la muscovite, la chlorite, la magnétite, l’hématite. • grain : moyen à grossier, grains intimement engrenés (dits « granoblastique »), difficile de discerner à l’oeil nu les différents grains. • couleur : généralement de couleur blanche, les minéraux accessoires pouvant leur donner une teinte grisâtre ou rougeâtre. • structure : massive, mais lorsque le métamorphisme est faible, les quartzites peuvent garder la structure des grès sédimentaires originels (granoclassement, stratification). • gisement : se rencontrent aussi bien dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional, en association avec les autres roches métamorphisées (schistes, marbre), que dans les auréoles du métamorphisme de contact. Il est difficile, voire impossible, à la seule observation à l’œil nu de l’échantillon de connaître le type de métamorphisme. b) Marbres Les marbres sont des calcaires métamorphisés. Ens : BOUTRIKA Rabah Page 36 Pétrographie des roches métamorphiques • composition minéralogique : principalement de la calcite et, en moindre proportion, de la dolomite. Ce sont les minéraux accessoires, très variés, qui donnent une teinte. • grain : moyen à grossier, grains bien engrenés par la recristallisation mais il est possible de discerner à l’œil nu les différents grains. • couleur : très variée, blanc (rarement), rouge, jaune, noir ou vert, tous les tons sont possibles. Les marbres sont soit uniformes, soit tachetés et souvent avec des veines blanches de calcite pure. • structure : très souvent massive, mais lorsque le métamorphisme est faible, les marbres peuvent présenter des bandes ou couches qui constituent une stratification primaire. • gisement : se rencontrent aussi bien dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional, en association avec les autres roches métamorphisées (schistes, quartzites), que dans les auréoles du métamorphisme de contact. Il est difficile, voire impossible, à la seule observation à l’œil nu de l’échantillon de connaître le type de métamorphisme. c) Cornéennes C’est un terme général désignant les roches massives, très compactes, dures issues des premières roches préexistantes (de toute nature) en contact avec les magmas intrusifs, lors du métamorphisme de contact. • composition minéralogique : très variée (voir ci-dessus). Les minéraux qui apparaissent lors du métamorphisme sont principalement : la cordiérite, l’andalousite et les pyroxènes. • grain : matrice d’apparence homogène à grains fin, contenant parfois quelques cristaux de grande taille (phénocristaux). • couleur : généralement de teinte foncée, noire, bleuâtre, grisâtre, verdâtre. • structure : massive, mais parfois porphyrique (quelques cristaux de grande taille dans une matrice fine). • gisement : se rencontrent dans la première auréole du métamorphisme de contact (voir également la figure 13). Ens : BOUTRIKA Rabah Page 37 Pétrographie des roches métamorphiques BIBLIOGRAPHIE e [1] « Eléments de géologie » (11 édition) - Charles Pomerol & Maurice Renard - Coll. Enseignement des Sciences de la Terre - éd : Masson, 1997. e [2] « Géologie : objets et méthodes » (9 édition) - Jean Dercourt & Jacques Paquet - éd : Dunod, 1995. [3] « Géologie Appliquée au Génie Civil » - Notes du cours de Jean-Pierre Michel prises par Olivier Germain au courant de l’année académique 1996-1997. e [4] « Dictionnaire de Géologie » (4 édition) - Alain Foucault & Jean-François Raoult - éd : Masson, 1995. e [5] « Guide des Pierres et Minéraux » (1 édition) - Walter Schumann - éd : Delachaux et Niestlé, 1989. e [6] « Chimie » (2 édition ) - Bruce H. Mahan – éd : InterEditions, 1977. e [7] « Introduction à la Géoologie de l’Ingénieur » (2 édition) – L. Calembert & J. Pel – Cours de la Faculté des Sciences Appliquées de l’Université de Liège, 1972. [8] « Guide de lecture des cartes géologiques de Wallonie » - L. Dejonghe – éd : Direction Générale des Ressources Naturelles et de l’Environnement, 1998. [9] « Planète Terre » - Pierre-André Bourque – Université Laval (Québec) – cours de géologie générale disponible sur la toile, 2000 http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/science.terre.html Ens : BOUTRIKA Rabah Page 38
