La diversité des roches

Le terme «ignée» vient du latin "igneus", qui signifie feu. Les roches ignées sont toutes originaires directement du magma (roches fondues, liquides), qui s’est solidifié après s'être refroidi.  Il y a deux types de roches ignées : les roches extrusives et les roches intrusives.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Le magma est à l'origine de la formation de la croûte terrestre, au niveau des dorsales océaniques et des zones de subduction/obduction. (La subduction est le nom du phénomène lorsqu'une une plaque tectonique océanique rencontre une plaque continentale, et que la plaque océanique -la plus dense- passe sous la plaque continentale et plonge dans le manteau terrestre. L'obduction est le phénomène inverse, quand la plaque océanique passe par dessus la plaque continentale.) Le magma constitue donc le coeur du diagramme ci-dessous; il est le point de départ et le point d'arrivée du cycle. La première phase du cycle est la cristallisation du magma, un processus qui conduit à la formation d'une suite de minéraux silicatés. C'est ce premier processus de cristallisation qui forme les roches ignées, littéralement en latin les roches qui viennent du feu de la Terre !

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

La cristalisation du magma est fractionnée et se déroule dans un ordre bien défini. Il y a quatre étapes : ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre assemblages définissent quatre grands types de roche ignée.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

   

 

Lors de la cristallisation du magma dans la chambre magmatique , les cristaux ne se forment pas tous en même temps. Les premiers à se cristalliser sont ceux de fortes températures (olivines, puis pyroxenes et amphiboles). Ils se forment dans le magma, puis se sédimentent vers la base de la chambre magmatique, les cristaux forment alors une roche ignée mafique. Le magma restant est alors appelé intermédiaire car sa composition est differente de sa composition originale. Mais ce dernier peut aussi être être introduit dans une chambre secondaire, il poursuit alors son refroidissement. Les premiers minéraux à cristalliser dans ce cas-ci sont  les amphiboles, les biotites, le quartz et certains feldspaths, ce qui forme une roche ignée intermédiaire. Le magma peut remonter a la surface, on l'appelle alors de la lave. Ainsi, à partir d'un magma de composition donnée, on peut obtenir plus d'un type de roche ignée.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

La fusion partielle

 

Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de cristallisation fractionnée. On peut augmenter progressivement la température d'un matériel solide composé d'un assemblage de minéraux silicaté. Cet assemblage passe entièrement ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. Partiellement car dans le cas du refroidissement d'un magma où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont chauffés. Si on donne une certaine pression, le point où un minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa température de fusion (qui est la même que la température de cristallisation). Si on augmente progressivement la température d'un assemblage solide de silicates, les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température (ceux au bas de la suite de Bowen (3ème graphique), qui sont  le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la muscovite). La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un mélange de solide et de liquide, une sorte de mélange hétérogène. Si ce liquide est extrait du mélange et remobilisé (introduit le long de fractures ou dans une autre chambre par exemple), ce magma felsique formera, en cristallisant, des rhyolites ou des granites, selon qu'il atteigne la surface ou demeure à l'intérieur de la croûte.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

On voit bien ici le principe de la fusion partielle : à mesure de l'augmentation de la température, il se produit une séparation en deux phases, une phase liquide et une phase solide, le tout formant un mélange hétérogène (ressemblant à de la boue), soit des cristaux solides qui baignent dans un liquide. La composition des phases solides et liquides change au fil de l'évolution thermique de ce mélange. Le liquide peut en être extrait et remobilisé par des processus naturels à n'importe quel stade de l'évolution thermique, ce qui fait qu'on obtiendra des magmas de composition variées et partant des roches ignées de compositions variées.

 

 

 

 

 

 

Le magmatisme de dorsale et la séquence ophiolitique.

 

Les dorsales océaniques sont des zones très importantes où agit le magmatisme. On sait que la lithosphère océanique s'y regénère perpétuellement. Dans ce cas, il se produit  une fusion partielle du manteau sous la dorsale du à la concentration de chaleur  provenant  de la convection (Transfert de chaleur accompagné d'un transport de matière à l'état de fluide). Il s'agit d'une fusion de péridotite. Pour le prouver, nous avons deux evidences indirectes (puisque nous n'avons pas encore d'échantillons du manteau)

 

La première nous vient des grandes chaînes de montagne plissées (formées grâce à la tectonique des plaques) où on retrouve parfois des lambeaux de lithosphère océanique. A la base de ces lambeaux, il se trouve des péridotites,une preuve qu'il y avait des péridotites sous les croûtes océaniques anciennes.

 

La seconde évidence tient dans la composition même de la croûte océanique. Cette dernière se forme par la cristallisation d'un magma issu de la fusion partielle de la partie supérieure du manteau. Ce magma s'introduit, de manière plus ou moins continue, dans la croûte océanique, dans une chambre magmatique, une sorte de grande poche.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Il s'établit dans la chambre magmatique, des cellules de convection suite au flux de chaleur et l'arrivée continuelle de magma venant du bas. Le magma silicaté se refroidit aux parois de la chambre, amenant la cristallisation d'une partie des silicates (cristallisation fractionnée), ceux de haute température. Au fond de la chambre magmatique, se forme une sorte de stratification (superposition de couches de roches )  due à la convection qui redistribue une partie des éléments solides sédimentaires. Ce qui explique cette stratification qui se retrouve à la base de la croûte océanique.

L'accumulation des cristaux de cet assemblage mafique produit ici un gabbro (roche de la croute océanique). Une partie du magma réussit à se frayer un chemin jusqu'à la surface pour former les écoulements de laves qui se forment dans le rift central des dorsales ( Le rift est le lieu d'une intense activité géologique considéré comme une oasis de vie dans les grands fonds océaniques) et qui, en cristallisant, donne des basaltes. Ces écoulements se font grâce à un réseau de fractures créées par les forces de tension qui agissent dans cette zone. Une partie du magma cristallise dans ces fractures, et à mesure de l'étalement des planchers océaniques, on aura la formation d'un réseau de dykes et filons de gabbro

 

 

 

 

La croûte océanique montre donc quatre zones, de bas en haut : d'abord, des cumulats lités ou stratifiés composés de gabbro, une stratification résultant de l'action combinée de la convection et de l'accumulation des cristaux de haute température à la base de la chambre magmatique. Puis viennent, des gabbros massifs issus de la cristallisation aux parois de la chambre magmatique ensuite un complexe filonien, niveau caractérisé par les dykes et filons gabbroïques dus à la cristallisation dans les fractures de tension et  pour finir,  les basaltes issus des écoulements volcaniques. Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km d'épaisseur.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Le nom donné à cette séquence par les géologues est  ophiolitique. On la reconnaît dans ce qu'on interprète comme des lambeaux de croûte ou de lithosphère océanique dans les chaînes de montagnes plissées anciennes.Elle est le résultat de processus bien spécifiques et puisqu'on la reconnaît dans des chaînes très anciennes, elle permet de conclure que les chaînes de montagnes se sont formées à partir de matériel déposé sur des planchers océaniques formés selon des mécanismes semblables à ceux qui agissent aujourd'hui.  Exemple: Dans les roches de la région de Thetford Mines