Modes de gisement des roches magmatiques

Dr CHABOU Moulley Charaf
Université Ferhat Abbas, Sétif
Institut d’Architecture et des Sciences de la Terre
Département des Sciences de la Terre
Cours de Pétrographie Endogène. 2ème année – LMD Géosciences – Semestre 4.
VII. Modes de gisement des roches magmatiques
VII.1. Introduction
Le mode de gisement définit l’organisation générale des ensembles de roches
magmatiques. Il dépend de la nature et du mode de refroidissement du magma. Si le magma
refroidit en profondeur, on aura formation de roches plutoniques (refroidissement lent du
magma à grande profondeur) ou hypovolcaniques (roches formées à de faibles profondeurs ne
dépassant pas 1 km). Si le magma arrive en surface, il refroidit rapidement et on aura
formation des roches volcaniques. Dans ce cas, les roches forment des appareils variés autour
des points d’émission (volcans).
VII.2. Mode de gisement des roches plutoniques et hypovolcaniques
Dans ce cas, les roches magmatiques se mettent en place en profondeur au sein des
roches encaissantes, et n’apparaissent en surface que par le jeu de l’érosion et de la
tectonique.
Selon la relation des roches magmatiques avec les roches encaissantes, on distingue :
 Les roches concordantes, qui sont formées par l’intrusion du magma parallèlement
aux roches encaissantes. A cette classe appartient les sills, les laccolites et les
lopolites.
 Les roches discordantes lorsque les roches magmatiques recoupent les roches
encaissantes. Les dykes, les stocks et les batholites appartiennent à cette classe.
VII.2.1. Dyke (mot anglais signifiant digue)
Masse
intrusive
discordante et tabulaire (en
forme de lames) (figure 1), son
épaisseur varie de quelques
dyke
dizaines à quelques centaines de
mètres (épaisseur de 20 m en
moyenne). Leur longueur est
généralement très grande par
rapport à leur épaisseur. Du fait
de l’érosion, elles peuvent donner
un relief en forme de mur. En
général, les dykes sont constitués
par des roches basiques (dolérites)
et forment des groupes de corps
Figure 1 : Coupe transversale schématique d’un dyke
parallèles ou radiaux.
1
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VII.2.2. Sill (mot anglais équivalent à filon-couche)
Les sills ou filons-couches sont des lames de roches intrusives concordantes, dont
l’épaisseur est faible (elle varie du mètre à quelque dizaine de mètres) et la longueur pouvant
atteindre plusieurs km (figure 2). Ils sont le plus souvent composés de roches magmatiques
basiques (dolérites). Aux épontes (toit et mur), il peut y’avoir un métamorphisme de contact.
Les sills ne déforment pas les roches sédimentaires encaissantes (du fait de leur faible
épaisseur) et sont alimentés par des dykes.
Figure 2 : Coupe transversale schématique d’un sill
VII.2.3. Laccolite (G.K. Gilbert, 1877. Du grec lakkos, citerne, et lithos, pierre)
Massif de roches plutoniques en forme de grosse lentille de plusieurs km, à surface
inférieure horizontale et surface supérieure convexe vers le haut (voûte sous forme de dôme).
L’ensemble est parallèle aux roches encaissantes (figure 3).
Les laccolites ont une épaisseur grande et leur longueur est de quelque centaine de
mètres. Ils déforment les roches sédimentaires encaissantes. Ils sont constitués généralement,
par intrusion du magma acide qui, par suite de sa forte viscosité, pénètre difficilement entre
les stratifications, s’accumule dans une zone et soulève les roches du toit.
Laccolite
Centaine de mètres
Figure 3 : Coupe transversale schématique d’un laccolite
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VII.2.4. Lopolite (F.F. Grout, 1918. Du grec lopas, sorte de plat creux, et lithos,
pierre)
Massif de roches plutoniques en forme de cuvette plate (figure 4), dont les dimensions
peuvent être grandes pouvant s’étendre sur des dizaines de milliers de kilomètres carrés. La
forme des lopolites est due à l’affaissement des couches sous-jacentes sous le poids du
magma. Les lopolites sont composés en général de roches basiques et ultrabasiques.
Centaine de km
Lopolite
Figure 4 : Coupe transversale schématique d’un lopolite
VII.2.5. Batholite (E. Suess, 1892, du grec bathus, profond, et lithos, pierre)
Massif de très grandes dimensions, dont la surface est supérieure à 100 km2 et peut
atteindre plusieurs centaines de milliers de km2. Les batholites sont discordants et ont une
forme quelconque. Leur base est rarement visible (figure 5). Ils sont composés
essentiellement de granites et de roches plutoniques acides.
Les batholites alimentent souvent des massifs intrusifs de petites dimensions en forme
de cheminées qu’on appelle stocks (appelée aussi apophyse, massifs d’injection ou plugs)
(figure 5).
quelques km
Batholite
Millier de km
Figure 5 : Coupe transversale schématique d’un batholite et d’un stock
3
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VII.3. Mode de gisement des roches volcaniques ; les volcans.
VII.3.1. Les éruptions volcaniques
En général, les magmas produits à l’intérieur de la Terre ont tendance à remonter à la
surface car la densité du magma est inférieure à la densité du milieu solide environnant
(environ 10 % moins dense).
D’autre part, le magma contient du gaz dissous. A une certaine profondeur, la pression est
telle que le gaz dissous se sépare du magma et forme des bulles. Ces bulles ont tendance à
s’étendre lorsque la pression diminue.


Si la partie liquide du magma à une faible viscosité, le gaz peut s’étendre facilement,
et à la surface une éruption non explosive se produit, sous forme de coulée de lave
(nom donné au magma qui s’épanche en surface. La lave se distingue du magma par
l’absence des gaz qui, avec la diminution de la pression, se séparent du magma et
s’échappent dans l’atmosphère).
Si la partie liquide du magma à une forte viscosité, le gaz rencontre une forte
résistance de la part du liquide et ne peut s’étendre facilement. Arrivée à la surface,
une éruption explosive se produit.
Donc, en fonction de la quantité de gaz dissous dans un magma et de sa viscosité, on
distingue des éruptions : explosives et non explosives.
VII.3.1.a. Les éruptions non explosives
Les éruptions non explosives sont caractéristiques des magmas de faible viscosité, et à
faible teneur en gaz dissous. Ce sont les magmas basaltiques.
Des coulées de laves sont produits par ces éruptions et se déplacent progressivement
loin de leur cheminée éruptive à travers des pentes. Parfois, les laves s’écoulent à partir de
longues fissures (éruption fissurale).
Les coulées de laves sous-marines forment : les laves en coussins (Pillow-Lava) : il
s’agit de boules de 0,6 à 2 m sur 0,3 à 1 m qui s’empilent les unes sur les autres.
Parfois, des éruptions non explosives se produisent lorsque la viscosité du magma est
élevée mais sa teneur en gaz est très faible. Dans ce cas, la lave s’empilent sur la cheminée et
forme un dôme volcanique (figure 13).
VII.3.1.b. Les éruptions explosives
Les éruptions explosives sont caractéristiques des magmas de viscosité élevée et à
teneur importante en gaz dissous. Ce sont les magmas andésitiques et rhyolitiques.
L’explosion due au gaz dissous va briser le magma en fragments. Ces fragments
liquides vont se solidifier lorsqu’ils sont projetés en l’air et formeront les fragments
pyroclastiques. On appelle Téphras (mot grec signifiant cendre, terme employé pour la
première fois par S. Thorarinsson, volcanologue islandais, en 1954) ou Pyroclastites (du grec
puros, feu, et klastos, brisé, « débris de feu »), les produits solides projetés par les volcans.
Les projections volcaniques sont classées suivant la taille des grains de leurs éléments
constitutifs, classification proposée par R. Fisher en 1961 (tableau 1).
Les roches formées par accumulation et cimentation des téphras sont appelées : roches
pyroclastiques.
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Diamètres
(mm)
Dépôts non consolidés
(Téphra)
Dépôts consolidés
(Roches pyroclastiques)
> 64
Bombes volcaniques ou blocs
Brèches volcaniques
2-64
Lapillis (du latin lapillis, petite Tufs (du grec tophos,
pierre)
sorte de pierre friable)
<2
Cendres volcaniques
Cinérites
(du
cineris, cendre)
latin
Tableau 1 : Classification des fragments pyroclastiques





Les blocs sont des fragments angulaires qui sont déjà solidifiés avant leur projection
hors du volcan.
Les bombes volcaniques sont des lambeaux de laves solidifiées dans l’air après
projection et prennent ainsi une forme aérodynamique. (en fuseau, en croûte de pain,
en bouse de vache, rubanée, boulets de canon…).
Les fragments pyroclastiques arrondis, contenant souvent une forte proportion de
cavités (25 à 50 % de vacuoles), à texture bulleuse, vésiculée et poreuse sont appelée
scories (du grec skôria, écume de fer).
Les bombes et lapillis vésiculeux ou fibreux, riches en bulles de gaz forment des
roches volcaniques vitreuses, très poreuses et de faible densité (elle peuvent flotter sur
l’eau) appelées ponces (du latin, pumex). Elles se forment à partir de fragments de
magma visqueux. Les ponces fibreuses présentent un aspect particulier dû à des bulles
très petites disposées en files.
Le nuage de gaz et
de
téphra
qui
s’élève au dessus
du volcan à la suite
d’une
explosion
forme une nuée
éruptive appelée
aussi nuée ardente
qui peut monter
très haut dans la
stratosphère
(jusqu’à 45 km,
figure 6). Les
téphras
peuvent
être déplacés par
les vents puis
déposés loin du
volcan formant une
couche de téphra
ou de cendre.
Nuage de cendre
Nuée éruptive
Dépôt de Tephra
Figure 6 : Coupe schématique d’un volcan
montrant la nuée éruptive
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
Si
la
colonne
d’éruption s’effondre
au dessus du volcan du
fait de sa densité
élevée, une coulée
pyroclastique
se
produit, dans laquelle
gaz et pyroclastites
s’écoulent sur les
flancs du volcan à très
grande
vitesse
(Figure 7). C’est les
éruptions volcaniques
les plus dangereuses.
Ces
coulées
sont
parfois
appelées :
nuées retombantes.
Coulée pyroclastique
Coulée pyroclastique
Figure 7 : Schéma montrant des nuées retombantes
sur les flancs d’un volcan
Si les dépôts formées par les coulées pyroclastiques sont essentiellement formées de
ponces, ces ponces peuvent se souder à chaud et former des roches magmatiques appelées :
ignimbrites (de ignis, feu, et imber, pluie).
Une forme de nuées ardentes appelées nuées descendantes est due à une explosion au
pied d’un dôme ou une aiguille de lave obstruant la cheminée volcanique (figure 8).
Nuée descendante
Figure 8 : Schéma montrant une nuée descendante
sur le flanc d’un volcan
6
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VII.3.2. Les édifices volcaniques (les volcans)
En fonction du mécanisme des éruptions qui dépend de la température, viscosité et
composition chimique du magma, on distingue quatre morphologies de volcans :




Volcan-bouclier : appelé aussi type Hawaïen
Volcan mixte ou strato-volcan : appelé aussi type Strombolien
Cône de cendres : type Vulcanien
Dôme volcanique : type Péléen.
Chaque morphologie de volcan est associée à un type d’éruption ou de volcanisme
caractérisé par la prédominance de laves, de gaz ou de produits solides (Tableau 2) et
(Figure 9).
Morphologie du
Volcan
Type
Volcanisme
(Type d’éruption)
Produits volcaniques
Volcan-bouclier
Hawaïen
Effusif
Laves
Volcan mixte
(strato-volcan)
Strombolien
Mixte
Pas de prédominance
Cône de cendres
Vulcanien
Explosif
Gaz
Dôme volcanique
Péléen
Extrusif
Solides
Tableau 2 : Caractéristiques des principaux édifices volcaniques
Gaz
Solide
Liquide
Figure 9 : Classification des types d’éruptions volcaniques selon Geze (1964)
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VII.3.2.a. Les volcans-boucliers (Type Hawaïen) (Figure 10)






Les volcans-boucliers sont formés par des écoulements successifs de laves (de nature
basaltique) très fluides édifiant des cônes à faibles pentes (2 à 10°).
Les laves forment des couches successives peu épaisses (1-10 m). Le diamètre à la
base des volcans-boucliers peut atteindre 400 km.
Les éruptions de ce type sont précédées de la montée du magma et de son
accumulation dans les chambres magmatiques.
Les laves sont de nature basaltique à faible teneur en gaz.
La vitesse d’écoulement des laves peut atteindre 40 à 60 km/h au maximum.
Exemples de volcans-boucliers : les volcans Mauna Loa et Kilauea des îles Hawaii.
Coulées de lave basaltique
(1-10 m pour
chaque coulée)
Pente < 5-10°
Chambre magmatique
Figure 10 : Coupe schématique d’un volcan-bouclier
Remarque : les plateaux basaltiques ou Trapps



Certaines éruptions volcaniques non explosives s’effectuent à partir de longues
fissures : c’est le volcanisme fissural. Une importante quantité de lave de nature
basaltique s’épanche en suivant des fissures. Ces laves peuvent couvrir d’immenses
surfaces.
Les trapps du Deccan en Inde ont recouvert une surface de plus d’un million de km2
sur plus de 3000 m d’épaisseur. Ce volcanisme a eu lieu il y’a 65 millions d’années.
Un exemple de volcanisme fissural récent est le volcan Laki en Islande : la lave de
composition basaltique s’est épanchée en suivant une fissure de 32 km de longueur et
a recouvert une surface de 588 km2. Le volume de lave mise en place a été de 12 km3.
VII.3.2.b. Les volcans mixtes ou stratovolcans (Type Strombolien) (Figure 11)



Les stratovolcans sont caractérisés par une alternance de coulées de laves (basalte,
andésite) avec des couches pyroclastiques (blocs, lapillis et cendres). Il y’a alternance
de phases effusives et de phases explosives. Les couches pyroclastiques peuvent
former plus de 50 % du volume des stratovolcans.
Les pentes (10 à 35°) et les altitudes des stratovolcans sont relativement importantes.
Les laves et les couches pyroclastiques ont une généralement une composition
andésitique à rhyolitique.
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Pétrographie Endogène





Etant donné la viscosité plus élevée des magmas issus des stratovolcans, ils sont plus
explosifs que les volcans-boucliers.
Les stratovolcans possèdent un cratère à leur sommet, formé par des éruptions
explosives. Ces cratères sont parfois remplis par des coulées de lave ou dômes de lave,
parfois par une calotte glaciaire et plus rarement par un lac d’eau.
Les périodes de repos de ces volcans peuvent durer des centaines voir des milliers
d’années, ce qui rend ces volcans particulièrement dangereux, les populations ont
tendance à s’implanter autour du volcan étant donné qu’on ne lui connaît pas
d’activité historique.
Des petits cônes peuvent apparaître sur les flancs du cône principal et sont alimentés
par la même cheminée. Ces petits cônes sont appelés cônes adventifs (Figure 11).
Exemples de stratovolcans : le Stromboli, une des îles Eoliennes dans la Mer
Tyrrhénienne.
Succession de coulées
de laves et de matériaux
pyroclastiques
Cratère
Cône adventif
Tephra
Figure 11 : Coupe schématique d’un stratovolcan
VII.3.2.c. Les cônes de scories ou de cendres (Type Vulcanien) (Figure 12)






Les éruptions de ces volcans sont essentiellement explosives et s’accompagnent de
projections de magmas acides visqueux saturés de gaz. Les laves sont fragmentées par
les explosions.
Le cône est principalement constitué par des pyroclastites (bombes, lapilli et cendres),
d’où le nom donné à ce type de volcans.
Le volume des cônes n’est pas important. L’altitude est généralement faible et ne
dépasse guère 500 m. La pente est raide, de l’ordre de 30° en moyenne.
Ces cônes sont formés par des couches successives de pyroclastites qui différent par la
taille de leurs fragments en fonction de l’intensité des explosions.
Les cratères au sommet des cônes ne sont visibles que chez les volcans jeunes. Ils sont
généralement érodés chez les anciens volcans.
Si le volcan émet de la lave, elle s’écoule généralement à partir des fissures latérales et
descend en suivant les versants du cône.
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Pétrographie Endogène



Des cônes de cendres se forment souvent sur les flancs des stratovolcans ou près de
leur sommet.
Les cônes de cendres se mettent en place en groupe, et l’on peut observer des dizaines
voir des centaines de cônes en une seule région.
Exemples de cônes de cendres : le Vulcano, l’Etna et le Vésuve en Italie, le Mont
Saint Helens en Amérique du Nord, le Pinatubo dans les Phillipines.
Cratère
Couches de pyroclastites dues aux
intensités différentes des explosions
Figure 12 : Coupe schématique d’un cône de cendres
VII.3.2.d. Les dômes volcaniques ou cumulo-volcan (Type Péléen) (Figure 13)

Les dômes volcaniques sont formés par l’extrusion de magmas visqueux acides ou
intermédiaires (trachytes, rhyolites, phonolites) très pauvres en gaz. A cause de la
forte viscosité, la lave ne s’écoule pas mais s’empile et se solidifie au dessus de la
cheminée volcanique. La vitesse de la lave est de l’ordre de 0,5 à 2 mètres par jour.
Les projections sont peu importantes. Ces extrusions présentent la forme de dômes ou
de pitons débités en prismes.
Sommets aigus
Dépôts de
Téphra
Brèches
Figure 13 : Coupe schématique d’un dôme volcanique
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Pétrographie Endogène
Les dômes volcaniques peuvent être extrêmement dangereux car ils forment des
structures instables qui peuvent facilement s’effondrer exposant ainsi les magmas
visqueux riches en gaz à la pression atmosphérique. Une colossale avalanche se
produit formant une nuée ardente latérale ou « blast » constituée par un nuage de gaz
et de pyroclastites dévalant les pentes du volcan avec une vitesse qui peut atteindre
400 km/s et dévastant tous sur son passage (la température du nuage peut dépasser
300°C) (Exemple : éruption du Monts Saint-Helens (Etats-Unis) en 1980, figure 14).
Altitude (m)
Altitude (m)

Ancien dôme
Fumée et cendres
Bombement
Profil d’avant 1980
Dôme de lave
Magma
Temps = 0, Séisme Mv = 5
Glissement de terrain
(avalanche)
Altitude (m)
Temps = 40 secondes
Nuée éruptive
Nuée ardente latérale
Altitude (m)
Temps = 50 secondes
Profil d’avant 1980
Dépôts de l’avalanche
Temps = 60 secondes
Figure 14 : Eruption volcanique du Mont Saint-Helens (Etat de Washington, USA) le
18 mai 1980 à 8h32 (correspondant au temps 0 de la figure).
Une gigantesque avalanche commença à dévaler le versant Nord de la montagne juste avant
l’éruption. Une nuée ardente latérale (nuage dense, dans lequel la température atteignait
300°C) surgit sur le flanc Nord de la montagne avec une vitesse comprise entre 100 et 400
kilomètres/heure, et dévasta une surface d’environ 500 kilomètres carrés.
11
Pétrographie Endogène
Remarque
La classification des volcans selon les quatre types (hawaien, strombolien, vulcanien,
péléen) établie par Mercalli en 1907 n’est plus utilisée car elle est difficilement applicable. Un
même volcan peut être d’un type ou d’un autre, car le caractère de l’éruption d’un même
volcan peut changer avec le temps. Ceci se produit lorsque change la composition chimique
des magmas qui alimentent le volcan.
Exemple : le Vésuve (Italie) présente des éruptions tantôt stromboliennes, tantôt
vulcaniennes. L’éruption du volcan de la Montagne Pelée (Martinique) en 1902 a d’abord été
explosive (type Vulcanien) puis extrusive (type Péléen).
VII.3.3. Autres structures et produits volcaniques
VII.3.3.a. Cratères et Caldeiras
Le sommet des volcans est
généralement occupé par une dépression
circulaire ou elliptique de faible dimension
(diamètre < 1 km) appelée : cratère (du
grec krater, vase) formée par les explosions
volcaniques.
Les caldeiras (mot portugais
signifiant chaudron) sont de grandes
dépressions volcaniques circulaires ou
elliptiques dont le diamètre varie de
1 à 50 km. Ils sont produits par
effondrement du cône volcanique en
réponse au vide laissée par les éruptions
volcaniques
dans
les
chambres
magmatiques sous jacentes (figure 15).
Les caldeiras sont souvent occupées par des
lacs.
Figure 15 : Etapes de formation d’une caldeira
12
Pétrographie Endogène
VII.3.3.b. Les Maars (Figure 16)
Les maars sont des
cratères dus à une éruption
phréato-magmatiques.
La
rencontre de la lave et d’une
nappe phréatique, à faible
profondeur,
induit
la
vaporisation de l’eau et une
surpression
qui
va
provoquer
des
cycles
explosifs puis générer un
«cratère de maar». Ce
cratère est souvent bordé par
un anneau de résidus de
l’explosion
(dépôts
pyroclastiques).
Dépôts pyroclastiques
Lac
Niveau phréatique
Bords effondrés
du cratère
Cheminée
Corps magmatique
Figure 16 : Coupe schématique d’un maar
Les dépressions ainsi façonnées sont parfois occupées par un lac (notamment lorsque
le cratère est plus profond que le niveau phréatique).
VII.3.3.c. Sources chaudes, Geysers et fumerolles

Les fumerolles (de l’italien fumaruolo) sont des émanations de gaz issues de fissures
ou de trous (évents) et provenant d’un corps magmatique en profondeur ou de la
vapeur produite par une eau chaude souterraine. Elles contiennent de la vapeur d’eau
(H2O), le gaz carbonique (CO2), l’azote (N2), le gaz sulfureux, l’hydrogène, l’oxyde
de carbone (CO), le chlore (Cl)… La composition des gaz des fumerolles dépend de
leur température. Suivant la température on distingue les fumerolles sèches, acides et
alcalines.
o Les fumerolles sèches ou anhydres possèdent une température élevée, entre
500 et 1000°C, et sont riches en H2, SO2, F et en composés chlorurés (HCl,
NaCl, KCl..). Elles ne contiennent pas de vapeurs d’eau.
o Les fumerolles acides possèdent une température qui atteint 300 à 500°C. Elles
contiennent des vapeurs d’eau, l’hydrogène chloruré (HCl) et l’anhydride
sulfureux.
o Les fumerolles alcalines sont caractérisées par des températures entre 100 et
300°C et sont riches en ammonium chloruré.
o Les fumerolles d’une température d’environ 100°C sont essentiellement
composées de vapeurs d’eau (90 % H2O) et sont riches en hydrogène sulfuré
(H2S) qui en se décomposant donne des dépôts de soufre (S) jaune. Ces
fumerolles sont appelées : solfatares (de l’italien solfatara).
o Les fumerolles d’une température inférieure à 100°C s’appellent mofettes
(mot italien). Elles de composent principalement de gaz carbonique et sont
souvent liées à des sources thermales.
13
Pétrographie Endogène

Les sources chaudes ou sources thermo minérales sont des eaux chaudes qui
s’écoulent à la surface de la Terre. Elles se forment lorsque de l’eau froide de surface,
s’infiltrant en profondeur, atteignent des zones où elles s’échauffent et remontent vers
la surface par des fissures ou des failles (figure 17).

Les Geysers (mot islandais signifiant jaillissement) sont des variétés de sources
chaudes qui émettent périodiquement de l’eau et de la vapeur sous pression. L’eau est
projetée en hauteur et peut atteindre 50 m. Sa température est proche de 100°C.
Certains geysers entrent en activité à des intervalles réguliers.
Failles
Eaux chaudes
Zone peu perméable
Eaux froides
Eaux froides
Source chaude ou Geyser
Zone perméable
Chaleur
Roches cristallines
Magma en convection
Figure 17 : Schéma d’un système de source chaude
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