Magmatisme et roches magmatiques
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Par Ludovic Thebault

SITUATION GENERALE

Les magmas qui sont issues du manteau peuvent aussi se trouver dans la croûte.

LA CROÛTE

C'est la partie supérieure de la planète Terre.

Elle se distingue en deux types :

-croûte continentale où l'on trouve des terrains vieux de 3, 8 milliards d'années, elle n'est donc pratiquement pas régénérée par rapport à la croûte océanique qui n'a que 200 millions d'années au maximum. La croûte continentale est essentiellement composée de roches métamorphisées et de granites. Son épaisseur varie de 30/40 à 70 km sous les massifs montagneux avec une densité de 2.7, et 2.5 dans les régions sédimentaires.
-croûte océanique qui est essentiellement composée de basaltes pauvres en SiO2 (la silice, minéral formant le quartz entre autre). Son épaisseur varie de 7 à 12 km avec une densité de 2, 7 à 2, 9.
 

Grâce aux ondes sismiques, il a été possible de montrer une discontinuité au sein de la croûte continentale, à mi-épaisseur environ, principalement dans les régions les moins actives (boucliers). Cette discontinuité, de Conrad, indiquerait une différence de composition entre les deux ensembles. Les rares sites où cette croûte inférieure est possible à étudier montrent de nombreuses intrusions mantelliques basiques. Ainsi la partie supérieure de la croûte continentale est riche en SiO2 tandis que sa partie inférieure l'est moins en raison des nombreuses intrusions mantelliques.

LE MANTEAU

C'est la zone de discontinuité dite de Mohorovicic ou Moho, qui sépare la croûte du manteau. Il est composé de péridotites. On distingue un manteau supérieur qui comprend une couche rigide supérieure de densité : 3.4, qui forme avec la croûte la lithosphère. Dessous une région à moindre vitesse de densité : 3.5, qui constitue la partie supérieure de  l'asthénosphère, puis il y a deux autres couches plus rigides et profonde jusqu'à 700 km, de densité : 3.5 et 4.0. Le manteau inférieur lui s'enfonce jusqu'à 2900 km avec une densité de : 4.5 à 6.

On peut considérer la lithosphère comme un ensemble rigide et froid et l'asthénosphère comme chaude et plastique (visqueuse mais non liquide).

 Les roches magmatiques ou endogènes se forment en profondeur, celles qui se forment en surface sont dites, roches éruptives. Une grande partie du magma provient de l'activité tectonique, on peu dire que c'est un état transitoire et local des roches profondes. Une partie de la roche est à l'état fondu mais de nombreux cristaux restent présents.

FORMATION DU MAGMA

Le magma correspond à la fusion d'une partie des roches du manteau ou de la croûte puis à une cristallisation de certains minéraux caractéristiques. Il peut être formé par l'action d'une source de chaleur interne ou par un métamorphisme très évolué. Le magma obtenu dans ce dernier cas est appelé anatexique. Il est toujours crustal.

LA FUSION DES ROCHES

Si le mécanisme de fusion est identique pour tous les magmas, leur évolution sera différente en fonction de leur composition et de leur localisation. La comparaison d'un magma granitique et basaltique le montre bien.

MECANISMES DE LA FUSION

Ils sont commandés par les conditions de températures et de pressions qui règnent en profondeur mais aussi par la présence d'eau. Dans les conditions normales il ne peut pas y avoir fusion des roches. C'est pourquoi manteau et croûtes sont constitués de roches solides. Toutefois en certains endroits, le plus souvent liés à la tectonique des plaques, les conditions sont modifiées et permettent la fusion, locale, des roches.
Chaque minéral possède une température de fusion qui lui est propre. La roche étant constituée d'un mélange de minéraux sa température de fusion dépendra de sa composition. La présence d'eau (dans des minéraux hydratés par exemple) permet de diminuer cette température de fusion. Elle joue un grand rôle dans la formation des magmas.

Les magmas sont moins denses que les roches qui les entourent (la densité du magma est de 2, 9 contre une densité de 3, 4 dans le manteau, il est donc plus "léger"), ils tendent donc à remonter vers la surface de la terre. Sous cette poussée d'Archimède, les pressions fortes du magma sur les roches du manteau entraînent la formation de fractures par lesquelles le magma monte vers la surface.
Au fur et à mesure qu'ils se rapprochent de la surface, la température des roches qu'ils traversent diminue (rappel : le gradient géothermique est d'environ 30°C tous les kilomètres). De plus les magmas en s'éloignant de leur lieu de formation, et donc de la source de chaleur, vont progressivement refroidir.

Les caractéristiques du magma influencent son comportement, notamment sa viscosité : la fluidité d'un magma facilite sa remontée vers la surface au travers de fissures.

MAGMAS BASALTIQUES ET GRANITIQUES

Il existe, grossièrement deux grands types de magma : granitique et basaltique. Un magma granitique est un magma formé par la fusion de roches riches en silice, il est épais et visqueux. Un magma basaltique, moins riche en silice, sera lui beaucoup plus fluide. Quand un magma granitique remonte vers la surface il se solidifie généralement en profondeur car la température devient vite insuffisante pour le maintenir à l'état liquide. C'est pourquoi les granites se forment exclusivement en profondeur.

Limite de fusion granite/basalte.

La température de solidification d'un magma basaltique étant beaucoup plus forte que celle des magmas granitiques (1200°C en surface contre 900°C) les magmas basaltiques arrivent le plus souvent à l'état liquide en surface. Ils donnent alors des éruptions. C'est un magma de ce type que l'on rencontre dans les volcans.

La viscosité d'un magma dépend de :

  • sa température (plus c'est chaud, plus c'est fluide)

  • la teneur en eau qui facilite l'hydrolyse de la silice et donc la fluidification du magma

  • la teneur en gaz (plus il y a de gaz plus c'est fluide). Cette caractéristique est à l'origine de la nature explosive ou effusive des volcans.

  • l'acidité du magma (plus le magma est basique, c'est dire de moins en moins riche en silice, plus il est fluide).

  • la présence de Na, Ca, Mg, Fe qui permettent la formation de petites chaînes et renforcent donc la fluidité.

Lors de sa remontée vers la surface, le magma peut s'accumuler à certains endroits du manteau ou de la croûte. Ce sont les chambres magmatiques.

CRISTALISATION

Au fur et à mesure de la cristallisation d'un magma, il y a transformation de sa composition chimique. Ainsi un même magma peut fournir une succession de roches différentes déterminées par une série magmatique. Selon la taille des cristaux dans une roche magmatique il est facile de connaître son temps de refroidissement et donc son lieu de refroidissement.

LES PHENOMENES CHIMIQUES

Au cours de sa remontée vers la surface et de son stockage dans une chambre magmatique, un magma refroidit. Il peut arriver directement en surface, il subit alors peu de modification. Mais lorsqu'il stagne dans les chambres magmatiques, son refroidissement, plus intense, va entraîner des modifications dans sa composition.
Lors du refroidissement, il y cristallisation des minéraux (comme le sel d'eau de mer cristallise lors de l'évaporation). Mais cette cristallisation n'a pas lieu en même temps pour tous les minéraux. En effet les minéraux ne peuvent cristalliser que dans certaines conditions de température et de pression. Il peut y avoir recristallisation des même minéraux que ceux de la roche d'origine (dont est issu le magma) mais souvent ce sont de nouvelles espèces minérales qui se forment. Des substitutions d'ions peuvent avoir lieu (rayons ioniques semblables, charge plus forte comme Na+ et Ca++). Enfin, les minéraux entrant dans la composition des premiers cristaux ne sont plus disponibles dans le magma. Ainsi au fur et à mesure du refroidissement, le magma s'appauvrit en certains éléments chimiques (ceux entrant dans la composition des cristaux) et s'enrichit en conséquence des autres éléments (quand de l'eau de mer s'évapore, l'eau encore liquide est de plus en plus riche en sel). C'est le phénomène de la cristallisation fractionnée.

Un exemple est celui du Rubidium. Présent en faible quantité dans le magma d'origine, il se concentre au fur et à mesure de la cristallisation fractionnée. Cette caractéristique est utilisée pour connaître l'origine d'un magma.
Il peut aussi y avoir cristallisation fractionnée quand les minéraux formés se déposent par gravité et n'entrent plus en relation avec le liquide, il n'y a plus alors d'échanges d'ions et le liquide devient plus concentré en certains ions que d'autres. La silice se cristallisant à faible température (en dernier), on peut ainsi observer une acidification de plus en plus grande au fur et à mesure du refroidissement d'un magma. En effet tous les autres minéraux cristallisant avant, le magma restant voit sa teneur en silice devenir de plus en plus importante.

Le mélange des minéraux dans un magma peut modifier certaines de leurs caractéristiques : si on regarde 2 espèces minérales différentes, le mélange de celles-ci peut permettre une température de fusion inférieure à la température de fusion de l'espèce la plus fusible prise isolément, c'est le point eutectique.

En plus de cette cristallisation fractionnée, la stabilité des minéraux va intervenir. En effet les cristaux ne sont stables que dans des conditions très précises de température et de pression (et d'environnement chimique). Ainsi les premiers cristaux formés à haute température vont se dissoudre à des températures plus faibles. L'olivine, par exemple, qui est un des premiers cristaux à se former, va donner un pyroxène lors de la baisse de température du magma. Les pyroxènes vont eux-même être détruits pour donner des amphiboles si la baisse de température se poursuit. Cette suite réactionnelle se poursuit avec la cristallisation de biotite au dépend des amphiboles puis de muscovite au dépend de la biotite. La formation de quartz est le terme final qui se forme lors de la cristallisation complète du magma. Pour des solutions solides (minéraux isomorphes comme les plagioclases) il y aura enrichissement ou non, de certains minéraux selon le temps de refroidissement d'un mélange liquide. A forte température c'est l'anorthite qui se cristallise, le magma restant s'enrichit donc en albite (il y a de plus en plus de Ca et de moins en moins de Na).Dans ce cas précis, l'anorthite n'est pas détruite mais reste protégée par les formations d'albites (et des minéraux intermédiaires).

A travers ces différentes caractéristiques, il a été possible de classer des minéraux selon leur ordre d'apparition en fonction de la température et de la teneur en SiO2 du magma initial : (Suite réactionnelle de Bowen)

bowen.jpg

La teneur du magma en silice conditionne l'évolution de cette suite. Un magma riche en silice ira jusqu'aux termes ultimes de la suite : beaucoup de quartz, un peu de micas de plagioclases (albite) et d'orthose). Un magma peu siliceux conservera les cristaux de haute température. Un magma très pauvre en silice donne ainsi une roche riche en olivine et en feldspathoïdes.

CRISTAUX ET TEMPS DE REFROIDISSEMENT

Plus le temps de refroidissement sera long, plus les cristaux auront le temps de se développer. Ainsi les magmas qui refroidissent en profondeur, lentement, donnent des roches riches en gros cristaux. La taille et l'abondance de ces cristaux déterminent des textures différentes :

Lame mince
  • texture grenue : Il n'y a que des cristaux visibles à l’œil nu (phénocristaux).

    • texture aplitique : les cristaux sont tout petits

    • texture porphyroïde : il y a de gros et de petits cristaux

    • texture pegmatitique : il n'y a que de gros cristaux

  • texture microgrenue : il n'y a que des cristaux mais ceux-ci ne sont visibles qu'au microscope.

  • texture microlitique : la roche n'est pas entièrement cristallisée. On trouve quelques gros cristaux, beaucoup de petits invisibles à l’œil nu qui sont contenus dans un verre. Le verre correspond à la phase liquide d'un magma ayant solidifiée très rapidement sans pouvoir former des minéraux. C'est donc un mélange d'espèces minérales non cristallisées. Les roches possédant cette texture se sont généralement formées près de la surface terrestre.

Texture microlitique.
  • texture vitreuse ou hyaline : il n'y a pas de cristaux. Ce n'est que du verre. Les roches hyalines sont le plus souvent des laves ayant refroidies très rapidement (dans l'eau par exemple). On peut toutefois y observer des pseudo cristaux (les sphérolites).

CARACTÈRES DES ROCHES

Il existe plusieurs classements différents et complémentaires.

SELON LES MINERAUX

Ces classements se basent sur les notions :

  • d'acidité de la roche :

    • une roche acide possède plus de 65% de silice

    • une roche intermédiaire possède entre 52 et 65% de silice

    • une roche basique possède entre 45 et 52% de silice

    • une roche ultrabasique possède moins de 45% de silice.

  • d'alcalinité :

    • une roche alcaline est riche en feldspaths potassiques et sodiques,

    • une roche calco-alcaline possède en plus des plagioclases

    • une roche calco-sodique ne possède que des plagioclases.

  • de saturation :

    • une roche sursaturée ne contient pas de feldspathoïdes et est riche en quartz

    • une roche saturée ne contient pas de feldspathoïdes

    • une roche sous-saturée est riche en feldspathoïdes.

  • de coloration :

    • une roche hololeucocrate est blanche, elle possède moins de 12, 5% de ferromagnésiens

    • une roche leucocrate possède entre 12, 5 et 37, 5% de ferromagnésiens

    • une roche mésocrate possède entre 37, 5 et 62, 5% de ferromagnésiens

    • une roche mélanocrate possède entre 62, 5 et 87, 5% de ferromagnésiens

    • une roche holomélanocrate est noire avec plus de 87, 5% de ferromagnésiens.

A ces critères se rajoute la texture de la roche.

Selon la proportion en minéraux, on distingue (Classification de Jung et Brousse) :

  • les syénites et trachytes riches en orthose, biotite et amphibole

  • les granites et rhyolites riches en quartz, orthose, plagioclases (Na), biotite et amphibole

  • les granodiorites riches en quartz, orthose, plagioclases (Ca), biotite et amphibole et où les plagioclases dominent sur l'orthose

  • les diorites et andésites riches en plagioclases (Ca), pyroxènes, biotite et amphibole

  • les gabbros et basaltes riches en plagioclases (Ca), pyroxènes et olivine

  • les péridotites riches en pyroxènes et olivine.

SELON LE MODE DE GISEMENT

Ces classements se basent sur les notions :

  • d'acidité de la roche :

    • une roche acide possède plus de 65% de silice

    • une roche intermédiaire possède entre 52 et 65% de silice

    • une roche basique possède entre 45 et 52% de silice

    • une roche ultrabasique possède moins de 45% de silice.

  • d'alcalinité :

    • une roche alcaline est riche en feldspaths potassiques et sodiques,

    • une roche calco-alcaline possède en plus des plagioclases

    • une roche calco-sodique ne possède que des plagioclases.

  • de saturation :

    • une roche sursaturée ne contient pas de feldspathoïdes et est riche en quartz

    • une roche saturée ne contient pas de feldspathoïdes

    • une roche sous-saturée est riche en feldspathoïdes.

  • de coloration :

    • une roche hololeucocrate est blanche, elle possède moins de 12, 5% de ferromagnésiens

    • une roche leucocrate possède entre 12, 5 et 37, 5% de ferromagnésiens

    • une roche mésocrate possède entre 37, 5 et 62, 5% de ferromagnésiens

    • une roche mélanocrate possède entre 62, 5 et 87, 5% de ferromagnésiens

    • une roche holomélanocrate est noire avec plus de 87, 5% de ferromagnésiens.

A ces critères se rajoute la texture de la roche.

Selon la proportion en minéraux, on distingue (Classification de Jung et Brousse) :

  • les syénites et trachytes riches en orthose, biotite et amphibole

  • les granites et rhyolites riches en quartz, orthose, plagioclases (Na), biotite et amphibole

  • les granodiorites riches en quartz, orthose, plagioclases (Ca), biotite et amphibole et où les plagioclases dominent sur l'orthose

  • les diorites et andésites riches en plagioclases (Ca), pyroxènes, biotite et amphibole

  • les gabbros et basaltes riches en plagioclases (Ca), pyroxènes et olivine

  • les péridotites riches en pyroxènes et olivine.

Classification des roches magmatiques selon la composition.

Classification selon la composition

LA CLASSIFICATION STREICKSEN

Cette classification  concerne les roches magmatiques contenant moins de 90 % de minéraux ferromagnésiens, c'est-à-dire plus de 10 % de minéraux achromatiques. Elle s'applique donc toutes les roches magmatiques à l'exception des ultramafiques. Elle découle du fait que feldspathoïdes et quartz sont incompatibles. 

Elle s'organise en quatre diagrammes, plus celui des ultramafiques.