Remontées magmatiques Lors de la remontée de la roche liquide vers la surface, le magma se refroidit et peut cristalliser sans émerger pour former une roche plutonique dans des réservoirs (chambre magmatique, pluton), ou des dykes lorsqu’il reste confiné dans des fissures discordantes ou encore des sills lorsque le magma s’insère dans une fissure en concordance avec les structures encaissantes. (On parle de filons lorsque la composition du magma sera jugée exploitable en tant que minéral).
Si le magma atteint la surface, il jaillit par les cratères des volcans sous forme de lave ont la composition dictera le caractère plus ou moins fluide ou vlsqueux. La température de ces laves varie de 500 à 550 oc, pour la est acide, et sa viscosité est élevée : • pauvre en silice (moins de 52 %) le magma est basique, et sa viscosité est faible. Si le magma contient moins de 45 % de silice, il est alors dit ultrabasique.
Cette teneur en silice aura donc une incidence sur le comportement du magma lors de sa remontée (vitesse de déplacement, et caractère effusif ou explosif de l’éruption volcanique si le magma parvient en surface). Les gaz contenus dans le magma peuvent être de la vapeur deau qui peut diminuer la température de fusion jusqu’à 100 oc) ou le dioxyde de carbone. 3. Principales zones de formation • Dans le manteau terrestre : entre 50 et 150 km de profondeur les conditions de pression et de température permettent la fusion partielle du manteau (fusion de moins de 5 % du matériau).
Cette zone a été découverte grâce à sa faculté de ralentir la propagation des ondes sismiques et a été appelée low velocity zone (LVZ), ou zone à faible vitesse. • Au-dessus d’une subduction d’une plaque océanique sous une plaque continentale : formation d’une cordillère. Le magma constitue alors une série différenciée. autre plaque océanique : formation d’un arc insulaire. • Au niveau des crêtes médio-océaniques : les plaques s’écartent, la croûte est amincie et fracturée et la pression dans le manteau diminue.
Le magma sort en formant la croûte océanique. Sous la mer, le magma s’épanche en pillow lava (ou lave en coussin). • Au niveau de points chauds (ou hot spots) : même SI leur origine reste assez énigmatique, certains chapelets d’îles volcaniques en sont les effets très visibles. À l’une des extrémités du chapelet, un olcan actif est dû au percement de la plaque qui 2 visibles. À l’une des extrémités du chapelet, un volcan actif est dû au percement de la plaque qui le porte par le magma ascendant dans le point chaud.
La plaque se déplaçant sous l’effet de la tectonique des plaques, alors que la position du point chaud reste « fixe les volcans sont emportés loin de la zone volcanique et deviennent inactifs. L’alignement de ces volcans éteints à partir d’un volcan actif forme le chapelet symptomatique des points chauds. Plusieurs chaînes d’îles de l’océan Pacifique (dont Hawa0 ont des témoignages de ce mécanisme. Il.
LES ROCHES MAGMATIQUES Les roches magmatiques, également désignées sous le vocable de roches ignéesl , voire comme roches éruptives2, se forment quand un magma se refroidit et se solidifie, avec ou sans cristallisation complète des minéraux le composant. Cette solidification peut se produire : • en profondeur, cas des roches magmatiques plutoniques (dites « intrusives ; • à la surface, cas des roches magmatiques volcaniques (dites « extrusives » ou « effusives »).
Dans tous les cas, les roches magmatiques sont qualifiées ‘endogènes car formées en profondeur, par opposition aux roches exogènes (telles les roches sédimentaires et les roches métamorphiques), elles sont formées par solidification de matériaux à la surface du globe. Les roches volcaniques ne sont que trempées à la surface, la cristallisation s’effectue bien en profondeur. Les roches magmatiques les plus courantes sont le granite et le basalte : dans la « famille » des granites il y a 95 % des roches plutoniques et les basaltes représentent 90 % des roches volcaniques.
De façon générale, les roches magmatiques onstituent la majeure partie des roches continentales et océaniques. Les m 3 roches magmatiques constituent la majeure partie des roches continentales et océaniques. Les magmas a l’origine de ces différentes roches peuvent provenir du manteau terrestre, de la croûte ou même d’une roche déjà existante refondue. Ces origines variées de fusion partielle, ainsi que les différents processus affectant la vie du magma et les modalités de mise en place, sont à l’origine de la richesse des roches magmatiques, ce qui complique leur classification.
Ill. LEURS MODE DE FORMATION Une roche volcanique ou « effusive » est produite par le refroidissement très rapide du liquide magmatique au contact de l’air ou de l’eau (phénomène de trempe donnant une roche « hyaline »). Ces roches ne développent en général pas de phénocristaux et présentent des textures microlithiques variées, avec plus ou moins de verre volcanique3. • Une roche plutonique ou « intrusive » est produite par le refroidissement lent du magma en profondeur.
Elles présentent de nombreux phénocristaux dans une pâte microlithique (matrice) plus ou moins importante, avec une texture. Certaines e ces roches sont entièrement cristallisées (roche « holocristalline • Toute une gamme de roches intermédiaires existe entre ces deux pôles classiques. On parle de roches péri plutoniques ou hypo volcaniques, ce sont des roches de semi-profondeur texture microgrenue, typiquement des intrusions filoniennes. Ces différents types de roches mobilisent les mêmes éléments majeurs et présentent des minéraux similaires.
Pour une composition minéralogique et chimique très proche, la roche plutonique grenue, la roche intermédiaire microgrenue et la roche volcanique correspondante sont désignées par des noms ifférents qui dénotent le contexte de 4 volcanique correspondante sont désignées par des noms différents qui dénotent le contexte de mise en place de la roche magmatique. Ainsi, le granite (roche plutonique) est à relier au microgranite (roche intermédiaire) et à la rhyolite (roche volcanique).
En fonction de la composition minéralogique Les roches magmatiques présentent des minéraux très variés, mais la prédominance des basaltes et granites a amené les géologues à établir une classification qui prend en compte quelques minéraux (dits « cardinaux très courants seulement . es isomorphes de la silice, les feldspaths et les feldspathoïdes. Le premier critère concerne la (sous-)saturation en silice ; le second critère concerne les types de feldspaths mobilisés ; les minéraux essentiels plus rares permettent de préciser les grandes familles ainsi établies (exemple : « leuco granite muscovite »).
Des minéraux accessoires, notamment des oxydes, peuvent parfois aider à la reconnaissance pétrographique. Ces critères minéralogiques empiriques sont pratiques mais ont quelques désavantages évidents : d’une part, ils ne mettent pas n évidence la prédominance des basaltes et des granites sur les autres roches de la classification ; d’autre part, les roches de compositions exceptionnelles doivent être traitées à part.
Afin de déterminer la composition minéralogique et donc chimique des roches, l’étude de lames minces au microscope polarisant est la plupart du temps requise. IV. LEURS CLASSIFICATION Les roches magmatiques sont classées en fonction de leur mode de mise en place, de leur texture pétrographique, de leur composition chimique et bien sûr selon les minéraux présents, que ce soit sous la forme de cristaux ou de verre amorphe. Classemen S les minéraux présents, que ce soit sous la forme de cristaux ou de verre amorphe.
Classement de roches magmatiques selon le mode de gisements Roches Groupes Sous groupe Niveau de refroidissement Roches ignées ou exogènes Roches volcaniques Roches volcaniques 1 Air libre Roche hypo volcanique 2 Semi profondeur Roche de profondeurs Roche plutonique Roche péri-plutonique Semi profondeur ou endogènes Roche plutonique Profondeur 1. CLASSIFICATIONS CHIMIQUES Pour les roches incomplètement cristallisées, une classification minéralogique peut être difficile voire erronée.
Il est alors plus imple de réaliser une classification chimique, considérant les éléments chimiques indépendamment des minéraux dont ils proviennent. Pour les éléments majeurs, c’est le pourcentage massique de l’oxyde d’un élément donné qui est utilisé. Par exemple, pour Si, l’oxyde Si02 est utilisé dans la classification. pour les éléments traces, c’est la quantité en parties pour million (ppm) qui fait référence.
