GEOLOGIE APPLIQUEE AU GENIE CIVIL_Notions de pétrographie

Cours de Géologie Appliquée au Génie Civil

Notions de pétrographie

COURS DE GEOLOGIE APPLIQUEE AU GENIE CIVIL Chapitre 2 : Notions de pétrographie Rédigé par Philippe JOYE

Corrigé par Jean-Pierre MICHEL

Table des matières 2

NOTIONS DE PÉTROGRAPHIE ...................................................................5 2.1 INTRODUCTION ET DÉFINITIONS................................................................................. 5 2.2 LES TROIS GRANDS GROUPES DE ROCHES ET LEUR CYCLE ÉVOLUTIF ......................... 6 2.3 NOTIONS DE CRISTALLISATION ET DE MAGMA ............................................................ 8 2.3.1 2.3.2

Règles de substitution d’ions....................................................................................... 8 Diagrammes de cristallisation...................................................................................... 9

2.3.2.1 2.3.2.2 2.3.2.3

2.3.3

Diagramme de deux minéraux formant une série isomorphe ..........................................10 Diagramme de deux minéraux quelconques non isomorphes.........................................11 Influence des conditions de cristallisation - Cristallisation fractionnée ............................12

Notions de magma..................................................................................................... 13

2.3.3.1 2.3.3.2 2.3.3.3 2.3.3.4

La viscosité des magmas ................................................................................................13 Les différents types de magmas......................................................................................13 Suites réactionnelles de Bowen - Cristallisation d’un magma .........................................14 L’évolution des magmas – Différenciation magmatique ..................................................15

2.4 PROPRIÉTÉS GÉNÉRALES DES ROCHES ................................................................... 16 2.4.1

Les propriétés descriptives des roches ..................................................................... 16 a) b) c) d) e) f) g)

2.4.2

La composition minéralogique.........................................................................................16 La grosseur du grain .......................................................................................................16 La couleur........................................................................................................................16 l’indice de coloration ........................................................................................................17 La texture ........................................................................................................................17 La structure .....................................................................................................................17 Le gisement.....................................................................................................................17

Classement des roches en fonction de leur structure (au sens large) ...................... 17

2.5 ROCHES MAGMATIQUES (OU IGNÉES)...................................................................... 19 2.5.1

Genèse des roches magmatiques............................................................................. 19

2.5.1.1 a) b) 2.5.1.2 a) b) c)

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Roches volcaniques et roches plutoniques .....................................................................19 les roches volcaniques ....................................................................................................19 les roches plutoniques – différentes formes d’intrusion ...................................................20 Basaltes et granites - Différenciation magmatique et granitisation ..................................21 Différenciation magmatique.............................................................................................22 Granitisation ....................................................................................................................22 Croûtes continentale et océanique ..................................................................................23

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2.5.2

Classification des roches magmatiques .................................................................... 23

2.5.2.1 2.5.2.2 a) b) c) d) 2.5.2.3 a) b) c)

2.5.3


Principaux minéraux constitutifs des roches magmatiques .............................................24 Structure des roches magmatiques .................................................................................24 Structure grenue..............................................................................................................24 Structure microgrenue .....................................................................................................25 Structure microlitique.......................................................................................................25 Structure vitreuse ............................................................................................................25 Classifications basées sur la composition minéralogique................................................25 Classification de Mason...................................................................................................25 Classification de Streckeisen...........................................................................................26 Classification normative...................................................................................................28

Description des roches magmatiques les plus courantes ......................................... 28

2.5.3.1 a) b) c) d) e) 2.5.3.2 a) b) c) d) e)

Roches plutoniques .........................................................................................................28 Famille de la quartzolite...................................................................................................28 Famille des granites ........................................................................................................29 Famille de la syénite........................................................................................................30 Famille de la diorite et du gabbro ....................................................................................30 Famille de la péridotite ....................................................................................................31 Roches volcaniques ........................................................................................................31 Famille des pyroclastites (projections volcaniques).........................................................31 Famille des roches volcaniques vitreuses .......................................................................33 Famille des basaltes........................................................................................................33 Famille de la rhyolite .......................................................................................................34 Famille du trachyte ..........................................................................................................35

2.6 ROCHES SÉDIMENTAIRES ....................................................................................... 36 2.6.1

Genèse des roches sédimentaires ............................................................................ 36

2.6.1.1 a) b) 2.6.1.2 2.6.1.3 a) b) c) d) 2.6.1.4 2.6.1.5 a) b)

2.6.2

Classification des roches sédimentaires ................................................................... 49

2.6.2.1 2.6.2.2 a) b) c) d) e) f) 2.6.2.3 a) b) c)

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Les deux grandes classes de roches sédimentaires .......................................................36 les roches terrigènes .......................................................................................................36 les roches biochimiques ..................................................................................................37 La formation et le cycle des roches sédimentaires ..........................................................37 L’altération des roches ....................................................................................................38 L’altération mécanique ....................................................................................................39 L’altération chimique et biochimique ...............................................................................40 Le rôle important de l’eau dans l’altération chimique.......................................................41 Exemple d’altération : le granite .....................................................................................44 Le transport et le dépôt des sédiments............................................................................45 Transformation du sédiment en roche compacte – la diagenèse ....................................47 La compaction .................................................................................................................47 La cimentation .................................................................................................................48 Principaux minéraux constitutifs des roches sédimentaires ............................................49 Structure des roches sédimentaires ................................................................................49 Structure stratifiée ...........................................................................................................49 Structure massive............................................................................................................50 Structure lenticulaire........................................................................................................50 Structure concrétionnée ..................................................................................................50 Structure à schistosité .....................................................................................................50 Structure fossilifère..........................................................................................................50 Classification des roches sédimentaires..........................................................................50 Classification des roches terrigènes meubles et consolidées..........................................51 Classification des roches carbonatées ............................................................................52 Classification des roches « mixtes » (calcaires et terrigènes) .........................................52

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2.6.3


Description des roches sédimentaires les plus courantes ........................................ 53

2.6.3.1 a) b) c) d) e) f) 2.6.3.2 a) b) c) d)

Roches terrigènes ...........................................................................................................53 Famille des rudites non consolidés .................................................................................53 Famille des rudites consolidés (« conglomérats »)..........................................................54 Famille des arénites non consolidés (sables)..................................................................54 Famille des arénites consolidés (psammites)..................................................................55 Famille des lutites (ou « pélites ») non consolidées ........................................................55 Famille des lutites consolidées........................................................................................56 Roches biochimiques ......................................................................................................57 Famille des carbonates ...................................................................................................57 Famille des évaporites.....................................................................................................58 Famille des roches résiduelles ........................................................................................58 Famille des roches carbonées.........................................................................................58

2.7 ROCHES MÉTAMORPHIQUES ................................................................................... 59 2.7.1

Genèse des roches métamorphiques........................................................................ 59

2.7.1.1 a) b) c) 2.7.1.2 a) b) 2.7.1.3

2.7.2

Classification des roches métamorphiques ............................................................... 64

2.7.2.1 2.7.2.2 2.7.2.3 a) b)

2.7.3

Les facteurs du métamorphisme .....................................................................................60 Le facteur temps..............................................................................................................60 La température ................................................................................................................60 La pression et les contraintes..........................................................................................60 Métamorphisme régional et métamorphisme de contact .................................................61 Métamorphisme régional .................................................................................................61 Métamorphisme de contact .............................................................................................62 Intensité du métamorphisme – Anatexie .........................................................................63 Principaux minéraux des roches métamorphiques ..........................................................64 Structure des roches métamorphiques............................................................................64 Classification des roches métamorphiques .....................................................................65 Classification simplifiée de Schumann ............................................................................65 Classification suivant les différents faciès et climats métamorphiques............................66

Description des principales roches métamorphiques................................................ 67

2.7.3.1 2.7.3.2 a) b) c) d) 2.7.3.3 a) b) c)

Famille du gneiss ............................................................................................................67 Famille des schistes ........................................................................................................68 Schiste ardoisiers ............................................................................................................69 Schistes phylliteux ou « phyllades » ................................................................................69 Micaschistes....................................................................................................................69 Schistes tachetés ............................................................................................................69 Famille des roches massives non schisteuses................................................................69 Quartzites ........................................................................................................................69 Marbres ...........................................................................................................................70 Cornéennes.....................................................................................................................70

Bibliographie......................................................................................................71

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Table des figures et tableaux Figure 5 : le cycle évolutif des roches (Schumann, 1989).............................................................................. 6 Figure 6 : courbes théoriques pour un système silicaté en fonction de la température et de la pression (Pomerol & Renard, 1997) .......................................................................................................... 9 Figure 7 : diagramme de cristallisation de deux minéraux isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995) ..............10 Figure 8 : diagramme de cristallisation de deux minéraux non-isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995).......11 Figure 9 : influence des conditions de cristallisation (Dercourt & Paquet, 1995)...........................................12 Figure 10 : courbes de solidus des magmas et évolution au cours de l’ascension dans l’écorce terrestre (Pomerol & Renard, 1997) .........................................................................................................14 Figure 11 : suites réactionnelles de Bowen (Pomerol & Renard, 1997)........................................................15 Figure 12 : les quatre types de structure (Schumann, 1989) ........................................................................18 Figure 13 : les différents types de roches à structure non orientée (Schumann, 1989) ................................18 Figure 14 : genèse des roches magmatiques (Schumann, 1989).................................................................19 Figure 15 : formation des roches volcaniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998) ..............................................20 Figure 16 : intrusions, formation des roches plutoniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998) .............................21 Figure 17 : différenciation magmatique (Dercourt & Paquet, 1995) ..............................................................22 Figure 18 : granitisation, cycle dans la lithosphère (Pomerol & Renard, 1997).............................................23 Figure 19 : classification des roches magmatiques de Mason – roches plutoniques en caractères gras, les roches volcaniques entre parenthèses (Pomerol & Renard, 1997). ...........................................26 Figure 20 : classification des roches magmatiques de Streckeisen – roches plutoniques en majuscules, les roches volcaniques en minuscules (Pomerol & Renard, 1997) ..................................................27 Figure 21 : facteurs du processus sédimentaire (Dercourt & Paquet, 1995).................................................37 Figure 22 : cycle d’évolution d’une roche (Dercourt & Paquet, 1995) ...........................................................38 Figure 23 : la molécule d’eau - dipôle électrique (Dercourt & Paquet, 1995) ................................................41 Figure 24 : diagramme de Goldschmidt (Pomerol & Renard, 1997) .............................................................42 Figure 25 : altération d’un granite (Dercourt & Paquet, 1995).......................................................................45 Figure 26 : diagramme de Hjulström (Dercourt & Paquet, 1995) ..................................................................46 Figure 27 : compaction des argiles (Dercourt & Paquet, 1995).....................................................................47 Figure 28 : compaction et cimentation des sables (Bourque, 2000) .............................................................48 Tableau 4 : classification des roches terrigènes de Wenthworth (Calembert, 1972).....................................51 Tableau 5 : classification des roches calcaires de Folk (Dercourt & Paquet, 1995)......................................52 Figure 29 : classification des roches mixtes - calcaires et terrigènes (Calembert, 1972).............................53 Figure 30 : domaine du métamorphisme (Dercourt & Paquet, 1995)............................................................59 Figure 31 : métamorphisme régional, déformation de la roche (Bourque, 2000) ..........................................61 Figure 32 : métamorphisme de contact (Bourque, 2000) ..............................................................................62 Figure 33 : auréole métamorphique (Dercourt & Paquet, 1995) ...................................................................62 Figure 34 : métamorphisme - anatexie – cycle géochimique (Pomerol & Renard, 1997) .............................63 Figure 35 : métamorphisme, évolution des principales roches (Bourque, 2000)............................................65 Tableau 6 : classification simplifiée des roches métamorphiques selon les caractéristiques extérieures (Schumann, 1989)......................................................................................................................66 Figure 36 : classification des roches métamorphiques selon les faciès et climats métamorphiques (Pomerol & Renard, 1997) .........................................................................................................................67

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2 Notions de pétrographie 2.1 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). Au regard de cette définition, on comprend directement que la pétrographie au sens large s‘appuie sur des sciences telles que, pour exemples : la minéralogie (voir chapitre précédent), la lithologie, la stratigraphie, la géodésie, la paléontologie. Il est à noter qu’au terme de « pétrographie », certains lui préfère le terme de « pétrologie ». 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 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.

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2.2 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 5).

Figure 5 : 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.

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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 notions de magma et les phénomènes de cristallisation font donc l’objet d’un paragraphe à part entière (paragraphe 2.3). Les proportions respectives des trois groupes de roches au sein de la croûte terrestre sont reprises dans le tableau qui suit (tableau 3). 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 (voir également le chapitre 1, en particulier les points 1.2.1. et 1.3.8.).

Proportions volumiques au sein de la croûte terrestre Roches Type Magmatiques

Minéraux % volumique

Minéral

65

Feldspaths Plagioclases

39

Feldspaths Alcalins

12

avec en particulier :

% volumique

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

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Tableau 3 : proportions volumiques des roches et principaux minéraux au sein de la croûte terrestre (Ronov & Yaroshevsky, 1969 - légèrement modifié). 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.

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2.3 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 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.

2.3.1

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. 1re 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. 2e 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. 3e 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 diffèrent 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. Lorsque deux minéraux peuvent échanger tous leurs ions sans modification de leur structure cristalline, on parle de minéraux formant une série isomorphe.

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2.3.2


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 6) 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 6 : 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 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 (voir point 2.3.1 ci-dessus). 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.

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2.3.2.1 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 plagioclases. Comme les rayons ioniques de Na+ et de Ca2+, d’une part et de Si4+ et Al3+, 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 7-1 ci-dessous) : • la température Ti d’apparition des premiers cristaux est inférieure à TA , • il n’y a pas cristallisation brutale mais progressive entre Ti et Tj , il existe donc trois domaines déjà présentés cidessus (figure 6) , • 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 7-2.

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Figure 7 : diagramme de cristallisation de deux minéraux isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995)

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2.3.2.2 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 8-1 cidessous) : 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
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Figure 8 : diagramme de cristallisation de deux minéraux non-isomorphes (Dercourt & Paquet, 1995)

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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.

2.3.2.3 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 9-1 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 9-2). 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 9-2), même si l’ensemble de ces couches forment un mélange de composition chimique identique à celle du mélange initial.

Figure 9 : influence des conditions de cristallisation (Dercourt & Paquet, 1995) 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.

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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).

2.3.3.1 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 (voir point 2.4.) 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,

•

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.

2.3.3.2 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

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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 10 : 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.

Figure 10 : 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. ci-dessus), ce qui modifie la composition du liquide en fusion et engendre des roches bien cristallisées de différents types.

2.3.3.3 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 observations sous forme de deux séries de minéraux associés par plusieurs réactions, appelées suites réactionnelles de Bowen (voir figure 11 page suivante).

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Figure 11 : 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. ¾ Lorsque la température décroît, on a les réactions suivantes : liquide ───► olivine + liquide olivine + liquide ───► olivine + pyroxènes ¾ Lorsque la teneur en SiO2, Na, Ca et K est suffisante, on peut avoir les réactions suivantes : pyroxènes + liquide ───► amphibole amphibole + liquide ───► mica noir

•

La série des plagioclases : cette série est continue car les différents plagioclases ont une structure cristalline commune (voir chapitre 1 et point 2.3.2.1. de ce chapitre). 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.

2.3.3.4 L’évolution des magmas – Différenciation magmatique Les processus de cristallisation illustrés par les suites réactionnelles de Bowen associés aux phénomènes de cristallisation fractionnée (voir paragraphe 2.3.2.3.) 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.

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2.4 Propriétés générales des roches Nous avons vu ci-dessus (voir point 2.2.) 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.

2.4.1 a)

Les propriétés descriptives des roches 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 (voir point 2.2. ci-dessus) : feldspaths, quartz et, dans une moindre mesure, pyroxènes. La détermination précise de la composition minéralogique nécessite généralement une étude en lame mince (voir chapitre 1, point 1.2.15.), 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.

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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 (voir chapitre 1), 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.

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 12) : structure non orientée, à stratification, fluidale (ou foliacée) et à schistosité.

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Figure 12 : les quatre types de structure (Schumann, 1989) Parmi les roches à structure non orientée, on peut également distinguer plusieurs sousgroupes : les structures à débris de roches, à grains grossiers, à grains fins et structure vitreuse.

Figure 13 : les différents types de roches à structure non orientée (Schumann, 1989)

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2.5 Roches magmatiques (ou ignées) La croûte terrestre mesure en moyenne 35 km d’épaisseur sous les continents mais seulement 7 km sous les océans, elle est formée de roches de densité relativement basse. Sous cette croûte, on trouve une couche de roches plus denses, appelée manteau qui s’étend jusqu’à presque 3000 km de profondeur. Une grande partie des roches composant la croûte terrestre sont des roches magmatiques (voir tableau 3 au paragraphe 2.2).

2.5.1

Genèse des roches magmatiques

C’est dans la partie supérieure du manteau que prend naissance une grande partie de la matière fondue appelé magma qui mène à la formation des roches magmatiques. Le magma visqueux est un mélange en proportions variables, suivant les conditions de température et de pression, de cristaux et d’une phase en fusion.

2.5.1.1 Roches volcaniques et roches plutoniques A partir d’un foyer magmatique, le magma en fusion migre alors vers le haut, à travers la croûte terrestre, et selon la rapidité de cette migration et du refroidissement, deux types principaux de roches magmatiques se forment (figure 14) : les roches plutoniques qui se forment en profondeur et les roches volcaniques qui se forment à la surface.

Figure 14 : genèse des roches magmatiques (Schumann, 1989) Entre ces deux groupes principaux, existent des roches intermédiaires entre plutoniques et volcaniques appelées roches filoniennes que les Géologues considéraient comme un groupe à part, mais la tendance générale actuelle est de considérer qu’elles font partie de l’un ou l’autre des deux groupes, en fonction de leur structure (voir plus loin).

a)

les roches volcaniques

Lorsque la migration est rapide, le magma atteint la surface de la croûte et s’y répand, le refroidissement est alors relativement rapide et mène à la formation de laves, terme

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général désignant les roches volcaniques (également appelées roches extrusives ou effusives). Si la grande majorité des laves est composée d’une roche foncée plutôt dense, appelée basalte, elles se répandent à la surface de la croûte terrestre sous deux formes principales (figure 15) : les écoulements (blocs ou laves en fusion, ponces, cendres et boues) et les projections (éboulements, bombes, lapillis, cendres et poussières – voir plus loin).

Figure 15 : formation des roches volcaniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998) Compte tenu du refroidissement rapide soit à l’air libre, soit sous l’eau (au niveau des dorsales océaniques par exemple), les roches extrusives ne présentent que quelques minéraux de petite taille dans une masse homogène à l’œil nu. La cristallisation est donc faible, voire inexistante (exemple des bombes volcaniques – voir ci-dessous).

b)

les roches plutoniques – différentes formes d’intrusion

Lorsque la migration est plus lente, le magma cristallise en profondeur (souvent dans la partie inférieure de la croûte) pour former des masses rocheuses appelées roches intrusives, autre terme désignant les roches plutoniques. La grande majorité des roches intrusives est constituée de granites, roches claires, relativement légères. Les intrusions (figure 16) au travers de roches soit sédimentaires, soit métamorphiques, soit encore magmatiques, peuvent être de grande taille comme les batholites (de quelques km à plus de 100 km de diamètre dont le constituant principal est le granite) ou de plus petite taille. Dans ce dernier cas, on distingue les intrusions suivantes : •

les dykes, ayant l’aspect d’une plaque, qui tranchent nettement dans les couches sédimentaires ou métamorphiques, de largeur de quelques centimètres à des centaines de mètres. Un dyke constitue le remplissage intrusif d’une fissure verticale ou oblique ;

•

les sills, ayant également l’aspect d’une plaque, mais qui s’insèrent horizontalement entre les couches sédimentaires, parallèlement à leur stratification, dont l’épaisseur varie de quelques centimètres à plusieurs centaines de mètres ;

•

les laccolites et les lopolites, qui se forment lorsqu’une masse magmatique plus ou moins visqueuse, soit soulève les couches surincombantes, soit rempli les sommets altérés des formations sédimentaires, en formant une coupole ou une lentille, alors que l’autre face reste en concordance avec la stratification.

•

Les pipes qui sont des remplissages de cheminées volcaniques, soit de laves solidifiées, soit de fragments de roches anguleux enlevés aux parois, soit de manière générale, un mélange où les laves cimentent les fragments de roches.

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Figure 16 : intrusions, formation des roches plutoniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998)

2.5.1.2 Basaltes et granites - Différenciation magmatique et granitisation Au paragraphe précédent (voir également le point 2.3.3.2.) on a introduit deux familles de roches magmatiques différentes, à savoir : •

les roches volcaniques principalement représentées par les basaltes, roches foncées à faible teneur en silice (on parle de roches « saturées » ou « sous-saturées » ou « basiques ») et à forte teneur en ferro-magnésiens, qui sont le produit du refroidissement de magmas hyposiliceux ;

•

les roches plutoniques principalement représentées par les granites, roches claires à forte teneur en silice (on parle de roches « sursaturées » ou « acides ») et à très faible teneur en ferromagnésiens, qui sont le produit du refroidissement de magmas hypersiliceux.

Ces deux familles fondamentales de roches magmatiques (il existe bien entendu des roches intermédiaires) diffèrent donc fortement par leurs compositions minéralogique et chimique. Les magmas provenant à l’origine de la partie supérieure du manteau, les Pétrographes se sont longtemps interrogés sur ces différences. Si le basalte provient du manteau, est-il possible que le granite en provienne également ? Actuellement, on pense que les granites sont formés par deux processus souvent concomitants. Le premier est la différenciation magmatique du magma basaltique du manteau supérieur et le second est la granitisation. Les études récentes montrent que le second processus est prédominant.

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a)


Différenciation magmatique

Lors de la remontée dans la croûte terrestre du magma basaltique, provenant du manteau supérieur, le magma commence à cristalliser. Tous les minéraux ne cristallisent pas en même temps et les suites réactionnelles de Bowen (voir point 2.3.3.3. et figure 11) nous apprennent que les premiers minéraux formés sont les olivines puis les pyroxènes et les plagioclases riches en anorthite. Si la remontée du magma est suffisamment lente ou si le magma est bloqué dans une chambre magmatique, les ferro-magnésiens de densité élevée peuvent « sédimenter » et se séparer du liquide. La composition globale des cristaux est différente de celle du liquide qui s’appauvrit alors en ferro-magnésiens et, par conséquent, s’enrichit en silice. C’est la cristallisation fractionnée, expliquée plus haut (voir point 2.3.2.3. et figure 9). Partant d’un magma basaltique, par ce processus, on obtient progressivement un magma granitique. Ce phénomène peut s’exprimer à grande échelle (batholites) comme à l’échelle de chambres magmatiques plus petites (laccolites), telles qu’illustrées par la figure 17 ci-contre. Les roches formées, de bas en haut, vont du basalte au granite d’une manière continue. On parle alors de « séries magmatiques » qui seraient issues du même magma parental. Il

b)

s’agit donc d’une transposition à l’échelle de la roche des suites réactionnelles de Bowen.

Figure 17 : différenciation magmatique (Dercourt & Paquet, 1995)

Granitisation

La formation d’un magma granitique peut provenir de la fusion partielle des roches de la croûte lors d’un métamorphisme intense (appelé anatexie – voir paragraphe 2.7.1.3) qui les portent au-delà du solidus granitique (voir points 2.3.2. et 2.3.3.2., en particulier les figures 6 et 10). Ce dernier phénomène est appelé granitisation (voir figure 18 cidessous). Les zones d’anatexie, zones de métamorphisme intense régional (voir plus loin), sont en général des zones de subduction où la croûte terrestre s’enfonce le long des fossés océaniques. Des expériences menées en laboratoire ont permis d’obtenir des magmas granitiques à partir de mélanges de marnes (argiles calcaires) et d’argiles en proportions variables, en les portant à des pressions de 2.000 atm (ou 20 MPa - équivalentes à 7 à 8 km de profondeur) et à des températures de 600 à 800°C. Ces expériences ont contribué à la construction du schéma (figure 18) qui permet d’expliquer le cycle géochimique des roches dans la lithosphère (pour rappel, la lithosphère comprend, de haut en bas, la croûte terrestre et le manteau supérieur).

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Figure 18 : granitisation, cycle dans la lithosphère (Pomerol & Renard, 1997)

c)

Croûtes continentale et océanique

La croûte continentale (± 35 km d’épaisseur) est, sous les roches sédimentaires et hormis les roches métamorphiques, en majeure partie formée de granites tandis que la croûte océanique (± 7 km d’épaisseur) est composée principalement de basaltes. Cette différence s’explique, en partie, par la distance verticale de migration des magmas beaucoup plus courte dans le cas de la croûte océanique que dans le cas de la croûte continentale. D’autre part, au droit des ouvertures (appelées rides ou dorsales océaniques) qui renouvellent la croûte, des échanges ont lieu entre l’eau des océans et le magma. Ce dernier est alors hydraté, ce qui déplace considérablement son solidus vers de plus faibles températures (voir figure 10 au point 2.3.3.2.). Le magma arrive alors à la surface de la croûte océanique, sans qu’une différenciation importante ait pu avoir lieu, où il est refroidit rapidement pour former des coulées massives de basaltes.

2.5.2

Classification des roches magmatiques

Il existe plusieurs classification basées : soit sur la teneur en silice, soit sur la composition minéralogique, soit sur la structure cristalline, soit encore sur l’indice de coloration. Ce n’est que depuis 1974 qu’il existe une classification internationale unifiée due aux travaux de Streckeisen, basée sur les proportions relatives des principaux minéraux constitutifs. Après la présentation des principaux minéraux constitutifs des roches magmatiques, on trouvera ci-après une classification basée sur la structure cristalline (au sens large – voir point 2.4.2) et les deux classifications courantes basées sur la composition minéralogique : une classification « qualitative » due à Mason et la classification de Streckeisen. On abordera très succinctement la classification normative, qui concerne principalement les spécialistes.

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2.5.2.1 Principaux minéraux constitutifs des roches magmatiques Les minéraux essentiels des roches magmatiques, dont les associations suffisent à définir une roche magmatique, sont peu nombreux (Calembert, 1972 – voir également le chapitre 1) : •

les minéraux blancs : quartz et autres formes de la silice (calcédoine), feldspaths (orthose, microline et plagioclases), feldspathoïdes (leucite et néphéline), muscovite (mica blanc).

•

les minéraux colorés (en général foncés) : pyroxènes (augite, hyperstène), amphiboles (hornblende), biotite (mica noir), péridots (olivine).

2.5.2.2 Structure des roches magmatiques Cette classification est basée sur l’aspect rendu par l’organisation et la taille des différents minéraux constitutifs d’une roche magmatique quand on observe un échantillon tant à l’œil nu qu’au moyen d’une loupe ou encore au microscope.

a)

Structure grenue

La roche est complètement cristallisée. Elle est donc le produit d’un refroidissement lent à très lent qui se produit dans la croûte terrestre. En conséquence, seules les roches plutoniques et certaines roches filoniennes présentent cette structure. Si la roche est cristalline, ce n’est pas pour autant que la structure des différents minéraux (voir chapitre 1) est apparente. En effet, le développement d’un minéral est entravé par celui de ses voisins. Seules certaines roches présentent des cristaux bien développés dans leur système cristallin (exemple des roches porphyriques). D’autre part, la taille des différents minéraux peut considérablement varier, principalement en fonction de la vitesse de refroidissement. On distingue alors plusieurs variétés de roches grenues : •

roches à structure grenue normale : pour lesquelles les grains ont approximativement la même taille, semblable à celle d’un grain de blé. C’est le cas de la majorité des granites et des granodiorites.

•

roches à structure aplitique : pour lesquelles les grains ont également la même taille mais sont plus petits, à peine visibles à l’œil nu (infra-millimétriques mais différentiables à la loupe). C’est le cas de la plupart des diorites et gabbros.

•

roches à structure pegmatitique : à l’inverse de la structure précédente, les minéraux présente une taille semblable mais importante (parfois décimétrique). Ces roches sont le produit d’un refroidissement très lent. Même si leur composition minéralogique est semblable à celle des roches grenues (granites principalement), on parle en général de pegmatites.

•

roches à structure porphyrique : pour lesquelles les minéraux ont des tailles fort différentes. Certains minéraux sont centimétriques dans une masse cristalline formée de minéraux millimétriques ou infra-millimétriques. C’est le cas de certaines roches filoniennes.

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b)


Structure microgrenue

La roche est entièrement cristallisée mais les différents minéraux sont indifférentiables à l’œil nu et très difficilement au moyen d’une loupe. C’est le cas des roches filoniennes et de la périphérie des massifs plutoniques (voir point 2.5.1.1.b – le magma qui entre en contact avec la roche encaissante se refroidit plus rapidement qu’au cœur de la chambre magmatique). Ici aussi certaines roches peut présenter des cristaux de grande taille dans une masse cristalline microgrenue (roches porphyriques – voir ci-dessus).

c)

Structure microlitique

Dans ce cas, la roche n’est plus entièrement cristallisée. De très petits cristaux, le plus souvent allongés et observables uniquement au microscope, sont présents et « nagent » dans une masse vitreuse amorphe. Parfois des cristaux infra-millimétriques sont présents (le plus souvent de l’olivine). Cette structure est caractéristique d’un refroidissement rapide, ce qui est le cas de la majorité des roches volcaniques ou extrusives, autrement dit, des basaltes.

d)

Structure vitreuse

Cette structure est proportionnellement assez rare. Le refroidissement est extrêmement rapide, ce qui ne laisse pas le temps au magma de cristalliser. C’est le cas de la plupart des roches formées à la suite d’une éruption volcanique violente (obsidiennes, bombes, ponces, ...). Il est à préciser ici que le qualificatif de « vitreuse » n’est pas exclusif à l’apparence d’un verre (cas des obsidiennes) mais plutôt à l’absence de cristallisation (exemple des pierres ponces – voir plus loin).

2.5.2.3 Classifications basées sur la composition minéralogique a)

Classification de Mason

Cette classification, bien que qualitative, est très utile pour la classification rapide des roches magmatiques cristallines. Elle est due à Mason (1966) et est reprise à la figure de la page suivante (figure 19). Les noms des roches plutoniques sont indiquées en gras sous l’axe des abscisses et ceux des roches volcaniques entre parenthèses.

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Figure 19 : classification des roches magmatiques de Mason – roches plutoniques en caractères gras, les roches volcaniques entre parenthèses (Pomerol & Renard, 1997).

b)

Classification de Streckeisen

Cette classification, fruit des travaux de Streckeisen, a été adoptée en 1974 par l’U.I.S.G. (Union Internationale des Sciences Géologiques). Elle est basée sur le fait que, hormis de très rares exceptions, la présence simultanée de quartz et de feldspathoïdes est incompatible. Elle est constituée de deux triangles placés tête-bêche avec les minéraux principaux suivants (voir figure 20-A page suivante) et concerne les roches magmatiques pour lesquelles les ferromagnésiens (pyroxènes et olivine) représentent de 0 à 90 % de leur volume : ¾ le triangle du haut possède les trois pôles suivants : quartz – feldspaths alcalins (microline, orthose et albite, voir chapitre 1) – feldspaths plagioclases (pour rappel, mélange d’albite et d’anorthite avec un minimum de 5 % de ce dernier), ¾ le triangle du bas possède les trois pôles suivants : feldspathoïdes (leucite et néphéline, voir chapitre 1) – feldspaths alcalins – feldspaths plagioclases. Les roches plutoniques sont indiquées en majuscules tandis que leurs correspondants volcaniques sont indiqués en minuscules. Le principe de détermination d’une roche magmatique est le suivant (voir également les travaux pratiques). Prenons par exemple le cas d’une roche se situant dans le triangle supérieur :

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•

sur un échantillon en lame mince observé au microscope, on compte le nombre de minéraux de quartz (Q) ou de feldspathoïdes (F), de feldspaths alcalins (A), de feldspaths plagioclases (P) et autres minéraux (dits « accessoires »),

•

en éliminant les minéraux accessoires, on ramène le pourcentage de (A+P+Q) à 100, on détermine alors les nouveaux pourcentages respectifs de A, P et Q,

•

on trace une droite parallèle à l’axe A-P correspondant au pourcentage de Q (l’axe A-P correspond à 0% de Q),

•

on ramène ensuite le pourcentage de (A+P) à 100 et on détermine alors les nouveaux pourcentages respectifs de A et P,

•

on introduit le point correspondant sur l’axe A-P,

•

on trace la droite reliant ce point au pôle Q, son point d’intersection avec la droite précédemment tracée détermine la position de la roche dans le diagramme de Streckeisen et donc son nom.

Figure 20 : classification des roches magmatiques de Streckeisen – roches plutoniques en majuscules, les roches volcaniques en minuscules (Pomerol & Renard, 1997)

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Pour les roches qui possèdent plus de 90 % de ferromagnésiens, appelées mafites, un diagramme leur est spécifique (voir figure 20-B). Il est composé des trois pôles suivants : orthopyroxène (noté Opx), clinopyroxène (noté Cpx) et olivine (noté Ol). Le principe de détermination est semblable au précédent. Il faut préciser qu’il s’agit de roches peu courantes dans la croûte terrestre.

c)

Classification normative

Cette classification se base sur les résultats d’une analyse chimique et consiste à recomposer des minéraux virtuels (dits normatifs), selon des règles internationales. Les calculs à effectuer sont simples mais longs. La description de cette méthode sort du cadre de ce cours, mais il est indispensable de savoir qu’elle existe et présente de nombreux avantages. Cette méthode constitue le seul moyen de caractériser (de manière non ambiguë) une roche. En outre, elle permet de s’affranchir des conditions de cristallisation, ce qui donne la possibilité d’une part, de déterminer la composition d’une roche vitreuse et, d’autre part, de connaître la composition du magma à l’origine de la formation d’une roche. En conséquence, elle permet de comparer les différents types de magmas, quel que soit le « chemin » de cristallisation.

2.5.3

Description des roches magmatiques les plus courantes

En guise d’introduction, il faut insister sur les proportions suivantes (volumiques ou pondérales, les chiffres étant quasiment identiques) : ¾ la famille réunissant les granites et granodiorites constitue près de 95 % des roches plutoniques. Ces roches forment la majorité de la croûte continentale même si elles sont le plus souvent recouvertes de roches sédimentaires, ¾ la famille des basaltes constitue près de 95 % des roches volcaniques continentales et océaniques. Ces roches forment la majorité de la croûte océanique. Leur description sera donc plus fouillée que pour les autres. Les descriptions qui suivent sont essentiellement extraites de l’ouvrage de Schuman (1989).

2.5.3.1 Roches plutoniques a)

Famille de la quartzolite

Les quartzolites (annexe 2 – page 2) sont plutôt rares et ont comme caractéristique principale de contenir plus de 60 % de quartz (on parle de roches hypersiliceuses ou acides). Elles n’ont pas d’équivalent extrusif car leur magma originel très visqueux ne peut atteindre la surface de la croûte. • • • • •

composition minéralogique : 60 à 100 % de quartz et micas, feldspaths comme minéraux accessoires grain : relativement grossier mais la teinte relativement uniforme et le fait que les grains soient « moulés » les uns sur les autres ne permet pas de les distinguer couleur : de teinte claire, en majorité blanche, gris-blanche ou laiteuse structure : non orientée, grenue gisement : roches généralement de remplissage filonien.

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b)


Famille des granites

Cette famille (annexe 2 – page 2) comprend les granites (au sens propre-voir ci-dessus) et les granodiorites. Le nom granite provient du latin granum (grain). « Feldspaths, quartz et micas, cela ne s’oublie pas » dit-on couramment, en simplifiant à propos de sa composition minéralogique. Son équivalent extrusif est la rhyolite (voir classifications – point 2.5.2.3). Les caractéristiques générales des granites sont les suivantes : • • • •

•

composition minéralogique : 80 à 100 % de minéraux clairs (dont 20 à 60 % de quartz et 40 à 80 % de feldspaths), 0 à 20 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, augite, amphibole, apatite, muscovite, magnétite, zircon) grain : roche généralement grenue (taille courante des grains, de 1 à 5 mm), parfois aplitique (taille des grains de 0,5 mm) ou pegmatitiques (taille des grains supérieure à 1 cm) couleur : généralement de teinte claire, blanche, grise, rose et rouge, habituellement tachetée (« mouchetée ») par combinaison quelconque des couleurs structure : généralement non orientée, grenue, souvent porphyrique, parfois pegmatitiques. Certains granites montrent une structure fluidale en raison de leurs minéraux (comme le mica et l’hornblende) qui s’orientent lors du mouvement du magma combiné à son refroidissement progressif gisement : roches qui se présentent en amas, batholites, cheminées, sills et dykes Ces formes sont intrusives et coupent transversalement les roches encaissantes qu’ils métamorphisent (métamorphisme de contact). Elles n’apparaissent à la surface de la terre qu’à la faveur de l’érosion

Les variétés les plus courantes sont : ¾ les granites les plus communs (calco-alcalins) : roches à structure non orientée, grenues, de teinte claire, finement mouchetées. On les dénomme souvent d’après les minéraux ferromagnésiens qu’ils contiennent : granites à biotite et amphibole (hornblende verte), granite à deux micas (bitotite et muscovite), granite à pyroxène. ¾ les microgranites : semblables au granites commune à la différence près qu’elles sont microgrenues, témoignant d’un refroidissement plus rapide que pour les granites. Ce sont des roches filoniennes ou de bordure des grands amas (batholites). Les microgranites sont très régulièrement porphyriques, certains minéraux se développent en des grains centimétriques contrastant avec la matrice microgrenue, témoignant d’une variation de la vitesse de refroidissement du magma. ¾ les pegmatites : au contraire des précédentes, le refroidissement est ici beaucoup plus lent, ce qui donne naissance à des grains centimétriques à décimétriques. La composition chimique et minéralogique est identique à celle des granites communs, mais on parle de « pegmatites » en escamotant le terme granite. ¾ les granites alcalins : roches à structure non orientée, grenue contenant principalement du quartz en abondance, de l’orthose et parfois de l’albite. ¾ les granodiorites : roches grenues, voisines des granites mais dont les feldspaths sont en majorité des plagioclases. il est généralement plus sombre que le granite. Le granite est un matériau de construction très répandu (pierre de parement, de dallage) car il possède une grande résistance à l’usure et à l’altération (à l’échelle de temps humaine) du fait de sa forte teneur en quartz. D’autre part, la présence de feldspaths qui se clivent à 90° permet de l’extraire sous forme de parallélépipèdes et de le façonner selon des plans de séparation perpendiculaires.

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c)


Famille de la syénite

Cette famille comprend principalement la syénite (au sens propre) et la monzonite. Elles sont beaucoup moins répandues que les granites et s’en différencie par le fait qu’elles ne contiennent que très peu ou pas de quartz. ¾ Les syénites •

• • • •

composition minéralogique : 60 à 80 % de minéraux clairs (dont 0 à 20 % de quartz ou de feldspathoïdes, et 80 à 100 % de feldspaths – 65 à 100 % de feldspaths alcalins 0 à 35 % de plagioclases), 0 à 40 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, pyroxènes, apatite, magnétite, zircon) grain : roche généralement grenue (grains moyens à grossiers) couleur : généralement gris clair à gris sombre, également rougeâtre ou bleuâtre structure : généralement non orientée, grenue, rarement porphyrique gisement : roches rares qui se présentent en petits massifs (lopolites ou laccolites) associées au granite ou à la diorite

¾ Les monzonites •

• • • •

composition minéralogique : 55 à 90 % de minéraux clairs (dont 0 à 20 % de quartz ou 0 à 10 % de feldspathoïdes, et 80 à 100 % de feldspaths – 35 à 65 % de feldspaths alcalins 35 à 65 % de plagioclases), 10 à 40 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, pyroxènes, hornblende) grain : roche généralement grenue (grains moyens) couleur : généralement gris clair à gris sombre, également verdâtre, brunâtre ou rougeâtre structure : généralement non orientée, grenue. La plupart des monzonites montrent une structure fluidale due aux feldspaths alcalins (microline) allongés gisement : roches rares qui sont en relation étroite avec des formations granitiques ou granodioritiques

d)

Famille de la diorite et du gabbro

La diorite et le gabbro présentent peu de différences d’où leur regroupement au sein d’une même famille. Après les granites, ce sont les roches plutoniques les plus courantes. Leur caractéristique commune est la faible proportion de feldspaths alcalins. Leur différence essentielle consiste en la présence de plagioclases clairs pour la diorite et de plagioclases foncés pour le gabbro. Ce dernier est donc plus foncé que la diorite. ¾ Les diorites •

• • • •

composition minéralogique : 50 à 85 % de minéraux clairs (dont 0 à 20 % de quartz ou 0 à 10 % de feldspathoïdes, et 80 à 100 % de feldspaths – 0 à 35 % de feldspaths alcalins 65 à 100 % de plagioclases), 15 à 50 % de minéraux colorés, et les minéraux accessoires (grenat, sphène, apatite, zircon, pyroxènes, hornblende) grain : roche finement à moyennement grenue, parfois porphyroïde, rarement pegmatitique. Parfois microgrenue (on parle alors de microdiorite) couleur : généralement gris clair à gris sombre, gris verdâtre structure : généralement non orientée, se présentant souvent en lits ou elles alternent avec les gabbros ou avec certains granites gisement : roches en amas indépendants de petites taille, ou sous forme de cheminées et dykes

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¾ Les gabbros •

• • • •

composition minéralogique : 35 à 80 % de minéraux clairs (dont 0 à 20 % de quartz ou 0 à 10 % de feldspathoïdes, et 80 à 100 % de feldspaths – 0 à 35 % de feldspaths alcalins 65 à 100 % de plagioclases), 20 à 65 % de minéraux colorés, et les minéraux accessoires (olivine, sphène, biotite, magnétite, pyroxène, hornblende) grain : roche finement à grossièrement grenue (le plus souvent finement), rarement porphyroïde, très rarement pegmatitique couleur : généralement gris moyen à gris sombre, bleuâtre et parfois presque noire structure : souvent en couches ou en bandes définies par une alternance de minéraux clairs et foncés (couches de 1 à 2 cm) gisement : roches en amas indépendants de petites taille, ou sous forme de cheminées et dykes. La disposition en couches est courante, se présentant sur le terrain comme un empilement de soucoupes

e)

Famille de la péridotite

Cette famille comprend les feldspathoïdolites (souvent appelées « foïdes » par contraction) et les « mafites » (voir figure 20 B). Ce sont des roches rares dans la croûte terrestre. L’élément le plus courant de cette famille est la péridotite (contenant une grande proportion d’olivine). Ce sont des roches qui, pour la plupart, sont foncées en raison de la prédominance des minéraux mafiques (olivine et pyroxènes).

2.5.3.2 Roches volcaniques Il n’existe pas de classification qui fasse l’unanimité auprès des géologues. On retrouvera ci-dessous des regroupements en différentes « familles », basés sur l’ouvrage cité plus haut, étant entendu que certaines roches volcaniques peuvent être reprises dans l’une ou l’autre des familles. La difficulté de réaliser une classification provient du fait que le refroidissement souvent très rapide produit des roches peu ou pas cristallisées. Hormis l’analyse chimique (voir point 2.5.2.3 c), il n’y a donc généralement pas moyen de connaître la nature chimique des roches. De plus, comme on le verra, des débris de roches de nature différente (sédimentaire, métamorphique) peuvent se mêler aux roches volcaniques expulsées lors d’éruption. D’une manière générale, on classe les roches sous deux grandes familles : les « pyroclastites » et les « laves ». Les pyroclastites désignent toutes les roches volcaniques qui ont été éjectées dans l’air. Par opposition au pyroclastites, on regroupe toutes les autres roches volcaniques sous le terme générique de laves. Ce sont donc des roches qui ne sont pas éjectées dans l’air mais qui s’écoulent des bords des cratères ou des fissures volcaniques. Cependant, le qualificatif de lave étant trop général, on préfère distinguer plusieurs familles.

a)

Famille des pyroclastites (projections volcaniques)

Les pyroclastites sont des roches magmatiques volcaniques provenant du matériel éjecté dans les airs lors des éruptions (laves, débris de roche encaissante, restes de remplissage des cheminées, ... – voir figure 15) qui, en s’accumulant, peuvent former des bancs rocheux. Ce sont des roches qui se forment à la surface de la croûte continentale. La subdivision des pyroclastites se base sur leur mode de formation, sur leur aspect et sur leur taille. On les appelle également les « projections » ou « téphras ». Quand les projections s’accumulent et se consolident, pour former des bancs rocheux, on les appelle « tufs volcaniques ».

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Outre le magma en fusion et les débris qu’il entraîne, des gaz sont également éjectés. « On appelle magmas en volcanologie des silicates qui existent dans et sous la croûte terrestre et contenant des gaz dissous et des cristaux en suspension (Pomerol, 1997) ». La vapeur d’eau constitue en moyenne 90% de ces gaz. L’hydratation du magma abaisse sa température de solidification et diminue sa viscosité (voir point 2.3.3.2), ce qui permet à des magmas acides (riches en silices donc à l’origine visqueux) de parvenir à la surface de la croûte terrestre. C’est la détente des gaz qui provoque l’expulsion du magma, ce qui peut être redoutable pour l’homme. L’évacuation des gaz dans l’atmosphère provoque la solidification rapide des magmas. Les projections ont une structure très finement cristalline, amorphe, exceptionnellement porphyrique et le plus souvent très poreuse. La structure poreuse est due aux gaz accumulés juste avant l’expulsion qui, lors de leur détente violente, se mélange au magma expulsé. Les noms attribués aux projections le sont principalement sur base de leur taille. ¾ les poussières et cendres Particules de diamètre inférieur à 2 mm (ou 4 mm selon la classification retenue). Elles peuvent être entraînées sur des centaines, voire des milliers de km (exemple de l’éruption du Tambora en Indonésie qui provoqua une « année sans été » dans l’hémisphère nord en 1815), ¾ les lapilis Granules de diamètre moyen allant de 2 (ou 4 mm) à 30 mm (ou 64 mm selon la classification retenue). Les pierres ponces (voir ci-après) sont une variété très poreuse de lapilis due à la grande quantité de gaz présente dans le matériel projeté, ¾ les blocs ou les bombes Projections de diamètre supérieur à 30 ou 64 mm, généralement de la dimension d’un poing à celle d’une tête. On parle de blocs lorsque l’échantillon observé est anguleux, car projeté à l’état solide (débris de roche encaissante de toute nature ou du bouchon d’une cheminée volcanique). On parle de bombe lorsque l’échantillon est de forme oblongue, torsadée ou en fuseau (ces dernières sont dues au refroidissement lors de leur course dans l’air, les bombes arrivant au sol figées), ¾ les ignimbrites, nuées ardentes, surges ou déferlantes Ecoulements pyroclastiques hétérogènes dus à un magma très riche en gaz qui, un peu à la manière d’une mousse de champagne, sont chargés en fragments liquides et solides, s’écoulent à grande vitesse (100 à 600 km/h). ¾ les tufs volcaniques Ce sont des de téphras (projections) consolidés. Cette induration du matériau primitivement meuble se fait par compaction et par cimentation. Le ciment, généralement calcaire ou siliceux, est apporté par les eaux souterraines. Les tufs peuvent être stratifiés, soit en raison de la succession de plusieurs éruptions, soit par un triage des éléments lors de la sédimentation. Ils s’apparentent en cela aux roches sédimentaires (voir plus loin). Sans rentrer dans les détails, il faut noter que l’on classe les tufs d’après la nature du magma originel ou d’après la taille des éléments de base. Les tufs sont souvent riches en cavités.

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b)


Famille des roches volcaniques vitreuses

On regroupe sous cette famille toutes les roches volcaniques qui présentent une structure pétrographique quasi amorphe, seuls quelques petits cristaux microscopiques y sont inclus. Suivant cette définition, les pyroclastites présentées ci-dessus en font alors partie. Mais on trouve également dans cette famille certaines laves qui se sont figées sans (ou presque pas) cristalliser. Outre les pyroclastites (voir ci-dessus), les roches volcaniques vitreuses les plus couramment présentées sont la pierre ponce et l’obsidienne. ¾ pierre ponce La pierre ponce est une verre très poreux (sa porosité peut représenter 85 % du volume total d’un échantillon), donc très peu compact. Cette caractéristique résulte du refroidissement très rapide d’un magma acide très riche en gaz. Comme le magma est acide et donc visqueux, en refroidissant, des bulles de gaz sont piégées dans la masse (structure amygdalaire), ce qui confère à la pierre ponce une densité inférieure à celle de l’eau. La plupart des pierres ponces ont une teneur en silice très élevée et, en conséquence, sont des roches claires, voire en majorité blanches. Cette caractéristique permet également de considérer les pierres ponces comme étant une variété de la rhyolite (voir plus loin). ¾ obsidienne A l’inverse de la pierre ponce, l’obsidienne est une roche vitreuse très compacte. Elles résultent du refroidissement rapide d’un magma visqueux, riche en gaz (mais nettement moins que celui donnant naissance aux pierres poreuses). Les obsidiennes se rencontrent le plus souvent à la surface des laves (sous forme de croûte de surface) et sont généralement associées aux coulées de rhyolite. Une faible proportion d’obsidiennes sont des lapilis (exemple des « larmes d’Apaches »), donc des projections. Ce sont des roches qui ont également (mais moins que les pierres ponces) une forte teneur en silice. Malgré cela, elles sont de teinte sombre, de vert foncé au noir profond. De minuscules pores sont parfois présents, donnant à l’échantillon des reflets dorés. L’éclat vitreux ainsi que la cassure conchoïdale et acérée sont caractéristiques des obsidiennes.

c)

Famille des basaltes

Cette famille est de loin la plus répandue des roches volcaniques (voir point ci-dessus), et en particulier des laves. Cette famille comprend également l’andésite et la téphrite. Il est cependant souvent difficile de distinguer ces deux dernières des basaltes. •

•

composition minéralogique : 30 à 60 % de minéraux clairs (dont 80 à 100 % de feldspaths – 65 à 100 % de plagioclases et 0 à 35 % de feldspaths alcalins, 0 à 20 de quartz ou 0 à 10 % de felspathoïdes), 15 à 40 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, hornblende, pyroxène, olivine, magnétite, apatite, zircon) grain : roche généralement à grains fins microscopiques, microlitique, parfois vitreuse

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• •

•


couleur : le plus souvent de teinte sombre, grise à noire, également brunâtre, les variétés anciennes sont verdâtres ou brun-rouge. La couleur de la cassure récente est toujours grise foncée à noire structure : généralement non orientée, microlitique à compacte, souvent porphyrique en présentant des phénocristaux de pyroxène, olivine ou hornblende (ces phénocristaux sont souvent orientés). La structure est également fréquemment vacuolaire, amygdalaire. Sur le fond des océans la structure est le plus souvent en nappes de « coussins ». Sur les continents, les basaltes se disposent couramment en prismes (50 cm en diagonale). Roche très compacte gisement : la plus grande proportion des basaltes forme la croûte océanique où, compte tenu de leur faible viscosité (faible teneur en silice – roches basiques), ils s’étendent en nappes très étendues de part et d’autre des dorsales océaniques. Beaucoup plus rares sur la croûte continentale, ils se présentent généralement en dykes d’intrusion au sein des roches pré-existantes ou en sills étroits

Les variétés courantes des basaltes sont généralement regroupées au sein de deux grandes familles ou « séries » continues qui, par différenciation magmatique (voir point 2.3.3.4), passent d’un type de basalte peu siliceux à un basalte fort siliceux. Pour ce dernier, on ne parle plus de basalte au sens strict même si le magma parental est commun : ¾ la série « tholéiitique » : cette série comporte les basaltes qui contiennent le plus de silice (on dit qu’il sont « saturés ») et sont dépourvus d’olivine. En fonction de la proportion de silice, on passe du pôle le moins riche en silice (les tholéiites) au pôle le plus riche (les rhyolites – voir plus loin). Les tholéiites se rencontrent principalement au niveau des dorsales océaniques et représentent près de 75 % de la production totale des roches magmatiques, ils forment donc le fond des océans. Ils peuvent également constituer de vastes épanchements continentaux et être occasionnellement sur les arcs insulaires. ¾ la série « alcaline » : cette série est caractérisée par un fort rapport minéraux alcalins/silice et comporte donc les basaltes qui contiennent le moins de silice (on dit qu’il sont « sous-saturés »). Les minéraux caractéristiques sont l’olivine (« basalte à olivine ») et les feldspathoïdes. Par différenciation lors de la remontée du magma, il peut s’enrichir progressivement en silice et se « sursaturer » pour donner des trachytes (voir plus loin). Les basaltes alcalins sont caractéristiques du volcanisme continental et le long des arcs insulaires.

d)

Famille de la rhyolite

Cette famille comprend principalement la rhyolite (au sens propre) et la dacite. Elles sont beaucoup moins répandues que les basaltes et s’en différencie par le fait qu’elles contiennent beaucoup de quartz. La rhyolite est analogue au granite mais le refroidissement rapide engendre de cristaux minuscules. ¾ Les rhyolites •

•

composition minéralogique : 80 à 100 % de minéraux clairs (dont 20 à 60 % de quartz, et 40 à 80 % de feldspaths – 35 à 100 % de feldspaths alcalins 0 à 65 % de plagioclases), 0 à 20 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, apatite, magnétite, zircon) grain : fin à très fin, microgrenue à microlitique, des phénocristaux de quartz ou de plagioclases peuvent être présents.

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• •

•


couleur : généralement claire, grise, verdâtre, rougeâtre (le plus souvent) ou brunâtre structure : microgrenue à microlitique. La structure est fréquemment porphyrique (rhyolites filoniennes) en raison de la viscosité élevée du magma qui peut alors être bloqué lors de sa remontée dans les cheminées, fissures, ... En raison de cette viscosité élevée, on observe souvent une texture fluidale en bandes apparentes soulignée par des couches tourbillonnaires de couleur ou de granulométrie différente. Roche compacte. gisement : on trouve les rhyolites sous forme de coulées de laves, de dykes et noyaux. Ils peuvent également former le bouchon d’une cheminée volcanique.

¾ Les dacites La dacite se différencie de la rhyolite par le fait que les feldspaths sont en majorité des plagioclases, ce qui lui confère une couleur plus gris-sombre. C’est le pendant volcanique des granodiorites.

e)

Famille du trachyte

Cette famille comprend le trachyte au sens propre, la latite et la phonolite. Ce sont des roches riches en feldspaths. Elles constituent le pendant volcanique des syénites, monzonites et gabbros. Les trachytes sont les roches les plus répandues de cette famille. ¾ Les trachytes •

• • • •

composition minéralogique : 60 à 100 % de minéraux clairs (dont 0 à 20 % de quartz ou 0 à 10 % de feldspathoïdes, et 80 à 100 % de feldspaths – 65 à 100 % de feldspaths alcalins 0 à 35 % de plagioclases), 0 à 40 % de minéraux colorés et les minéraux accessoires (biotite, apatite, amphibole, pyroxène) grain : très fin, microlitique, toujours porphyrique. couleur : généralement claire, gris clair à gris moyen, jaunâtre, rougeâtre ou brunâtre structure : microlitique et toujours porphyrique, parfois poreuse. La structure est souvent fluidale. gisement : identique à celui des rhyolites, on trouve les trachytes sous forme de coulées de laves, de dykes et noyaux. Ils peuvent également former le bouchon d’une cheminée volcanique.

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2.6 Roches sédimentaires Si la croûte terrestre est en majorité constituée de roches magmatiques (voir également le tableau 3 du paragraphe 2.2), sa surface est recouverte à 75 % (en comptant le fond des océans) de roches sédimentaires. En général, l’ingénieur devra donc construire sur des roches sédimentaires, d’autant plus que le développement de l’homme est étroitement lié à l’existence des plaines alluviales fertiles (condition de la sédentarisation) et des facilités de communication pour les échanges commerciaux (relief peu accidenté, voies navigables, bordure des océans, ...).

2.6.1

Genèse des roches sédimentaires

Les roches sédimentaires sont des roches secondaires qui se forment donc à la surface de la croûte terrestre, à partir de roches préexistantes. Ces dernières peuvent être des roches magmatiques, métamorphiques, ou même sédimentaires précédemment formées. Sont également regroupées parmi les roches sédimentaires les roches d’origine chimique (les sels précipités de sodium ou de potassium) et celles d’origine biochimique (calcaires). On a vu ci-dessus que les minéraux constitutifs des roches qui se sont formés au sein de la croûte terrestre sont stables à des conditions de température et de pression données. Remontées à la surface de la terre grâce aux processus tectoniques, les roches subissent des conditions de température et de pression différentes et leurs minéraux deviennent instables. D’autre part, les roches sont soumises aux agents d’altération que constituent l’atmosphère, le vent, les eaux (des océans, des précipitations, les eaux souterraines), les glaces, mais également le biotope vivant à la surface de la terre (flore, faune, en particulier les micro-organismes). A ces processus naturels il faut évidemment ajouter l’action de l’homme qui peut modifier rapidement les conditions de surface (déboisement, imperméabilisation des sols, excavations, pompage des nappes phréatiques, ...). Les agents et processus d’altération sont nombreux et, compte tenu de leur implication dans la géologie de l’ingénieur, il feront également l’objet d’un chapitre à part (voir plus loin). On s’attachera néanmoins ici à en donner une synthèse, de manière à comprendre la formation des différentes roches sédimentaires.

2.6.1.1 Les deux grandes classes de roches sédimentaires On distingue généralement deux classes principales de roches sédimentaires, suivant leur genèse : les roches terrigènes et les roches biochimiques. Il existe évidemment des roches intermédiaires qui sont un mélange des deux processus de formation.

a)

les roches terrigènes

Elles sont constituées pour 50 % au moins de débris de roches précédemment formées. Lorsque celles-ci sont mises en contact avec les agents d’altération (air, eau, vent, ...) elles sont désagrégées ou sont progressivement érodées. Les débris ou particules qui en résulte sont ensuite transportés (par l’action de la gravité, de l’eau ou du vent) sur des distances plus ou moins longues pour finalement sédimenter et former un dépôt. La sédimentation a lieu la plupart du temps en milieu aqueux.

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A ce stade, il s’agit de roches meubles (sables, argiles, ...). Ces roches meubles peuvent ensuite être cimentées et consolidées (indurées) à la surface de la croûte terrestre pour donner des roches compactes, dures et cohérentes (grès, schistes, ...). Dans des conditions normales de température et de pression proches de la surface, on appelle ce processus d’induration « diagenèse » (voir ci-dessous).

b)

les roches biochimiques

Ce sont des roches qui sont formées par des processus chimiques (précipitation pour la plupart) ou sous l’influence d’organismes vivants. Proportionnellement, la toute grande majorité de ces roches se forment en milieu marin. L’eau de mer est une solution ionique comportant, principalement et en ordre décroissant, les cations Na+, Mg2+, Ca2+, K+ et les anions Cl-, (SO4)2-, (HCO3)-. Ceux-ci proviennent d’une part, de l’altération des continents, via les eaux de ruissellement et les fleuves, et d’autre part, des sources hydrothermales présentes le long des rides océaniques. La sédimentation se produit à la suite d’une concentration provoquée, soit par l’activité métabolique des animaux marins qui fixent le CaCO3 dans leur squelette et qui s’accumulent à leur mort (cas des calcaires), soit par une sursaturation en ions obtenue par évaporation (cas des sels gemmes, du gypse, ...). De la même manière que pour les roches terrigènes, ces sédiments au départ meubles peuvent être transformés en roche compacte par le processus de diagenèse.

2.6.1.2 La formation et le cycle des roches sédimentaires On a vu que les roches sédimentaires sont le produit d’une succession de processus (altération, érosion, transport, dépôt et diagenèse) qui sont illustrés à la figure suivante (figure 21). Il est à noter que la majorité des roches sédimentaires sont formées en milieu marin souvent à la faveur des cycles de « transgressions - régressions » marines (les transgressions sont des avancées de la mer sur le continent dues, soit à la montée du niveau de la mer, soit à l’enfoncement de la croûte continentale).

Figure 21 : facteurs du processus sédimentaire (Dercourt & Paquet, 1995)

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Les différentes époques géologiques (changement de climat, succession des transgressions marines,...) mais également le triage lors de la sédimentation mènent à la formation de dépôts différents, séparés par des surfaces (macroscopiques) dites de « stratification ». Cette stratification est donc caractéristique des roches sédimentaires. Suite à la dynamique du globe terrestre, les roches sédimentaires peuvent ensuite être remontées à la surface de la croûte continentale et être altérées. Cela constitue un cycle qui est représenté à la figure suivante (figure 21). Il est lui-même inscrit ou imbriqué dans le cycle évolutif des roches, plus général et présenté au paragraphe 2.2 (voir ci-dessus, figure 5).

Figure 22 : cycle d’évolution d’une roche (Dercourt & Paquet, 1995) En proportion, la plupart des roches sédimentaires se forment selon ces processus. Cependant, il y a lieu de noter que certaines roches sédimentaires sont formées selon d’autres processus : les évaporites, par évaporation de l’eau d’une solution saline (halite, gypse,…) ; les calcaires construits par processus purement biochimique (barrière de corail) ; les « roches » carbonées (charbon, pétrole, ...) par enfouissement de végétaux et leur dégradation par des bactéries anaérobies.

2.6.1.3 L’altération des roches Les facteurs d’altération à la surface de la croûte terrestre sont nombreux et peuvent être classés en deux catégories, l’altération mécanique et l’altération chimique et biochimique. La plupart du temps, ces facteurs d’altération agissent de manière concomitante. Il est à noter que, compte tenu de son abondance à la surface de la croûte terrestre, l’eau joue un grand rôle dans les processus d’altération, à la fois mécanique (gel, érosion) et chimique (hydrolyse). Pour illustrer ces aspects, on présentera succinctement le phénomène d’altération du granite.

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a)


L’altération mécanique

Un massif rocheux qui affleure à la surface de la croûte terrestre n’est jamais absolument compact et homogène. En effet, il présente des surfaces de discontinuité dues, soit aux stratifications pour les roches sédimentaires, soit aux plans de cassures (fissures, diaclases, failles, ...) provoqués par les mouvements tectoniques. Ces plans de discontinuité constituent alors des plans de faiblesse mécanique (provoquant les glissements rocheux, les éboulements, ...) et des plans d’infiltration des agents d’altération (principalement l’eau). L’altération mécanique provoque une désagrégation du massif sans modification minéralogique. ¾ Les variations de température et le gel Les variations quotidiennes de température (pouvant atteindre 50°C dans les régions désertiques) collaborent à la découpe du massif en différents blocs. D’une part, la roche est un mauvais conducteur thermique, sa surface se contracte ou se dilate alors beaucoup plus qu’en profondeur. D’autre part, les fissures préexistantes permettent le passage de l’eau, qui en gelant écarte progressivement les fissures ou diaclases. ¾ La gravité - éboulements, glissements de terrain, écroulements Les surfaces de discontinuités sont des plans de fragilité qui, sous l’action combinée de l’eau et de la gravité, permettent la mise en mouvement de masses instables. En effet, l’eau diminue les caractéristiques de résistance mécanique des sols ou des matériaux de remplissage des joints de fracture. Les masses éboulées, écroulées ou qui ont glissé, offrent alors une surface de contact avec l’atmosphère beaucoup plus importante qu’à l’origine, ce qui favorise l’altération chimique ou biochimique. Les mouvements de terrain seront présentés plus en détail ultérieurement. ¾ Les phénomènes d’érosion (fluviatile, éolienne et glaciaire) des continents Les eaux de ruissellement constituent l’agent le plus actif dans l’érosion des continents (érosion fluviatile). Déjà avant tout ruissellement, l’impact répété des gouttes de pluie provoque un arrachement de particules aux massifs rocheux (d’autant plus important que ce phénomène est combiné à l’altération chimique). Ensuite la vitesse acquise par l’eau lors du ruissellement représente une énergie non négligeable (e = ½ . m . v²) qui altère mécaniquement les roches en place. De plus, les débris ou particules mélangés aux eaux de ruissellement leur confère un pouvoir abrasif important. Il est à noter que l’érosion peut être très importante sur les terrains nus ou déboisés. Sur les continents, au phénomène d’érosion fluviatile, il faut ajouter l’érosion éolienne qui peut être très importante dans les régions sèches (autrefois négligée, on se rend compte actuellement que l’érosion éolienne provoque la mise en mouvement de centaines de millions de tonnes de particules par an). De la même manière que pour l’érosion fluviatile, les particules entraînées par le vent abrasent également les roches en place. Enfin, il faut ajouter l’érosion provoquée par les glaciers. Si aujourd’hui elle est anecdotique dans nos régions, elle fut très importante lors des périodes glaciaires du quaternaire et est responsable du modelé du paysage des pays tempérés. L’accumulation de la neige sur le sommet du glacier provoque la transformation en glace des couches inférieures. L’épaisseur de glace peut alors atteindre des dizaines, voire quelques centaines, de mètres. Par l’action de la gravité, le glacier se meut sur le socle rocheux, lui arrachant des blocs rocheux et produisant une « farine » de roche. Il a été démontré que certains blocs rocheux ont été déplacés sur plus de 1000 km.

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Il faut encore noter que l’eau en mouvement provoque également une importante érosion des plateaux continentaux dans les océans (force des courants, vagues, ...).

b)

L’altération chimique et biochimique

Les agents d’altération chimique sont : l’eau, l’oxygène, le gaz carbonique, les acides produits par les bactéries et les racines mais également par l’activité humaine, le facteur thermique, les conditions de drainage et de circulation des eaux. A ceux-ci, il faut ajouter les agents d’altération biochimique que constituent les plantes ou les microorganismes. •

l’action de l’eau est de loin la plus importante. Outre son action mécanique exposée ci-dessus (érosion et gel), l’eau altère par hydrolyse les minéraux constitutifs des roches magmatiques et métamorphiques. D’autre part, elle altère également les roches sédimentaires précédemment formées principalement par hydratation et par dissolution (ce qui est un cas particulier de l’hydrolyse). Compte tenu de son importance, son action fait l’objet d’un paragraphe à part (voir point c) ci-dessous),

•

l’oxygène qui provient soit de l’air, soit de la réduction d’oxydes, provoque des oxydations (en particulier du fer et du manganèse) et transforme les sulfures en sulfates,

•

le gaz carbonique agit principalement comme renfort de l’action d’altération de l’eau et permet également le départ facile des bases sous forme de carbonates ou de bicarbonates solubles. Il est à noter que, contrairement à une idée reçue, la couverture végétale produit 3 à 5 fois plus de CO2 dans le sol que n’en contient l’atmosphère,

•

les acides sont secrétés par les racines et les bactéries. Ils sont également présents dans les pluies d’orage (riches acides nitriques) ou produits par l’activité industrielle (pluies acides). Ils constituent les agents d’altération les plus actifs (en combinaison avec l’eau, la couverture végétale altère considérablement le sommet des formations rocheuses),

•

les plantes supérieures ont une action destructrice par l’expansion de leur racines qui peuvent écarter les fissures de la même manière que le gel. Cependant, les plantes ont également une action importante de protection des sols contre l’érosion,

•

le facteur thermique lié aux climats est essentiel car la vitesse des réactions double chaque fois que la température croît de 10°C (loi de Van t’Hoff). En conséquence, les climats tropicaux humides sont largement plus agressifs que les climats froids,

•

les conditions de drainage et de circulation des eaux jouent également un rôle prépondérant. Plus la circulation des eaux est importante, plus vite s’altèrent les roches en raison du lessivage continuel des produits de l’altération.

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c)


Le rôle important de l’eau dans l’altération chimique

¾ Le dipôle de la molécule d’eau L’eau se trouve à la base de toutes les altérations des roches. La molécule se comporte comme un dipôle car sa répartition des charges n’est pas uniforme et, en conséquence, sa forme est dissymétrique (voir figure 23 cicontre).

Figure 23 : la molécule d’eau - dipôle électrique (Dercourt & Paquet, 1995) ¾ Le phénomène d’hydrolyse L’eau hydrolyse les cations constitutifs des minéraux. Cette faculté varie fortement en fonction du pH et de la température de l’eau. D’une manière générale, on devrait obtenir un équilibre au bout d’un certain temps par suite de l’augmentation des cations en solution. Cependant, le lessivage des produits de l’hydrolyse (bases, silice, alumine,...) permet la poursuite de l’altération de la roche. Il est à noter que l’hydrolyse n’est rien d’autre qu’une ionisation réalisée par l’eau (Mahan, 1977). On a vu ci-dessus que la molécule d’eau est un dipôle électrique. Sa force d’attraction vis-à-vis d’un cation dépend de son potentiel ionique définit par le rapport entre la charge e et le rayon ionique r (voir également le paragraphe 1.2.2 du premier chapitre), soit e/r. Lorsqu’un minéral est brisé, les cations associés aux tétraèdres de Si et/ou de Al deviennent des accepteurs d’électrons. Le dipôle s’oriente alors vers les cations qui, en fonction de leur potentiel ionique, entrent en solution ou précipitent sous une autre forme minérale. Goldschmidt distingue trois domaines pour les cations les plus communs dans la nature (voir figure 24).

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Figure 24 : diagramme de Goldschmidt (Pomerol & Renard, 1997) •

si le potentiel ionique e/r est inférieur à 3, c’est le domaine des cations solubles pour lesquels leur faible charge attire les molécules d’eau mais ne les brise pas. Les cations sont entraînés avec le dipôle d’eau et entrent en solution (c’est le cas du Na, du Ca et du Mg). Toutefois, si la charge est trop faible par rapport à la taille (e/r inférieur à 1 – cations dits « anti-Stokes », c’est le cas du K), les cations ne s’hydratent plus et leur entrée en solution est due principalement à leur effet de taille (ion plus petit en solution qu’au sein du minéral),

•

si le potentiel ionique e/r est compris entre 3 et 10, c’est le domaine des cations solubles pour lesquels leur plus forte charge rompt le dipôle pour former des hydroxydes insolubles qui précipitent (c’est le cas de l’Al et du Fe),

•

si le potentiel ionique e/r est supérieur à 10, c’est le domaine des cations qui exerce une forte attraction sur O2-, provoquant la rupture du dipôle et la libération d’H+ (c’est le cas de CO3- et de SiO2).

¾ La dégradation chimique des minéraux des roches magmatiques et métamorphiques Les minéraux constitutifs des roches magmatiques et des roches métamorphiques se sont formés dans des conditions de température et de pression qu’ils ne retrouvent plus à la surface de la croûte terrestre, il y a déséquilibre thermodynamique. De plus, en raison des mouvements tectoniques qui l’a fait remonter à la surface, la roche est fissurée, fracturée, offrant ainsi de multiples facettes à l’altération due à l’eau combinée au CO2 et aux acides. La vulnérabilité à l’altération des minéraux essentiels (quartz, muscovite, feldspaths, biotite, amphiboles, pyroxènes, olivines) est croissante du quartz à l’olivine. Elle est donc fonction de la position du minéral dans la suite réactionnelle de Bowen (voir figure 11 au point 2.3.3.3) ; plus un minéral cristallise dans les hautes températures, plus il est vulnérable à l’altération.

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Pour les minéraux essentiels, on a alors par altération : •

les péridots (principalement l’olivine) donnent des serpentines (silicates hydratés de Fe et Mg),

•

les pyroxènes, en particulier l’augite, donne une amphibole verte fibreuse (l’ouralite),

•

les amphiboles donnent des amphiboles fibreuses (exemple : amiante),

•

la biotite donne plusieurs minéraux d’altération dont les chlorites (silicates hydratés d’Al et de Mg), cette hydratation a pour effet un gonflement du minéral,

•

les feldspaths donnent des minéraux argileux (kaolin, illite, montmorillonite, ...). Les feldspaths les plus altérables sont les plagioclases, et en particulier ceux du pôle anorthite en raison de la présence de cations de Ca (voir ci-dessus).

•

à l’opposé, le quartz et la muscovite sont quasi inaltérables même s’ils sont légèrement solubles dans l’eau.

A titre d’exemple pour expliquer le phénomène d’altération, prenons le cas d’un minéral d’orthose (KalSi3O8) qui présente des facettes de rupture. La surface des celles-ci est chargée négativement (présence d’O- à valence non satisfaite) et attire le pôle positif (cations H+) des molécules d’eau qui s’orientent. Comme le minéral est riche en cation K+ et l’eau en H+, des substitutions ont lieu, les H+ prennent la place des K+ qui entrent en solution (principalement par effet de taille, voir ci-dessus). Il y a alors un déchaussement des cations dans le minéral qui entraîne une rupture de la charpente silicatée. En conséquence, il y a précipitation d’hydrolysats comme l’Al(OH)3 et perte en SiO2. Le lessivage de ceux-ci permet la poursuite du processus. Il est à noter que comme le rayon ionique en solution du K est élevé par rapport à sa charge (voir diagramme de Goldschmidt à la figure 24), sa mobilité est relativement réduite en solution. En comparaison, les cations Na+ et Ca2+ ont un rayon ionique plus petit et sont donc plus mobiles dans l’eau. C’est ce qui explique que les plagioclases (Ca,Na)(AlSi3O8) sont plus sensibles à l’altération que l’orthose. Ce processus d’altération entraîne une décohésion intime de la roche qui pert ainsi ses qualités mécaniques. Sauf à un stade avancé, il n’est pas visible à l’œil nu mais peut être mis en évidence en lame mince. Il faut encore noter que la sensibilité à l’altération d’un minéral dépend fortement de sa taille ; plus un minéral est grand, plus il est sensible. ¾ L’hydratation et la dissolution des roches sédimentaires L’eau et l’oxygène sont les facteurs déterminants de l’altération des roches sédimentaires, elles-mêmes formés de particules (sables, limons, argiles) résultant d’un processus antérieur d’altération. L’oxygène transforme les sulfures en sulfates, les sels de fer et de manganèse en oxydes. L’oxyde de fer donne une teinte rouille caractéristique à la roche. L’eau agit principalement par dissolution, mais également par hydratation pour certains minéraux. L’hydratation de l’anhydrite (CaSO4) en gypse (CaSO4.2H2O) provoque le gonflement du massif sédimentaire, ce qui est bien entendu préjudiciable pour les constructions. Le même processus d’hydratation des particules argileuses (en particulier les montmorillonites) est à la base du problème posé par les argiles gonflantes très présentes en masse en Afrique du Nord (voir également le point 1.4.13.3 du chapitre 1).

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Cependant, d’une manière générale, c’est surtout la dissolution de la silice et du calcaire qui intervient dans les processus géologiques. En effet, contrairement à une idée répandue, la silice est aussi (voire plus) soluble que le calcaire dans l’eau pure. C’est l’apport de gaz carbonique (par l’eau de pluie mais surtout en traversant le couvert végétal) dissout dans l’eau qui augmente considérablement (quasi 200 fois) la solubilité du calcaire. Il forme alors un bicarbonate instable par la réaction : CaCO3 + H2O + CO2 ⇔ Ca(HCO3)2 C’est le processus responsable de la formation de karsts dans les roches calcaires, mais également des poches « déconsolidées » au sein des sables calcareux (cas des sables bruxelliens dans le massif du Brabant). Les implications de ces phénomènes de dissolution dans la géologie de l’ingénieur aspects seront approfondies dans un chapitre ultérieur.

d)

Exemple d’altération : le granite

Le granite est, dans l’acceptation commune, une roche dure compacte et très résistante. Or, on a vu ci-dessus que l’altération se produit aux contacts eau-minéral, au droit des facettes de rupture du minéral. En conséquence, si on transpose ces aspects à l’échelle d’un massif granitique, on comprend que l’altération est d’autant plus forte que la roche est fissurée. Dans la nature, le granite affleure généralement à la surface de la croûte terrestre à la faveur de mouvements tectoniques. Ceux-ci provoquent une fissuration du massif en un réseau dense de diaclases et de joints qui est parcouru par l’eau. Une illustration des produits successifs de l’altération d’un granite est reprise à la dernière page de l’annexe 2. La famille du granite et sa famille métamorphique associée (gneiss) sont les plus importantes de la croûte continentale et possèdent un processus d’altération semblable. L’altération du granite est différente selon qu’elle se produit en climat tempéré (« arénisation ») ou en climat tropical (« altération latéritique »). ¾

altération du granite en climat tempéré (arénisation)

Au contact de l’hydrosphère, le granite s’altère sur une épaisseur de quelques mètres, laissant des boules de granite « saines » (voir figure 25A, page suivante). Les minéraux constitutifs sont faiblement altérés, seuls les plagioclases subissent une réelle hydrolyse, suivie du départ des cations Na+ et Ca2+ qui se fixent dans les chaînes du mica noir, par substitution avec le K+. La perte de cohésion du granite est liée à l’hydratation des feuillets du mica noir qui provoque leur gonflement.

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Figure 25 : altération d’un granite (Dercourt & Paquet, 1995) ¾

altération du granite en climat tropical (altération latéritique)

Le même type de granite que précédemment s’altère beaucoup plus en climat tropical (voir figure 25B ci-dessus). La profondeur peut atteindre plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur. D’un granite sain, on a la formation de plusieurs horizons dont les constituants proviennent du granite mais sont complètement transformés. On retrouve de bas en haut : 1. le granite sain fracturé, 2. le granite peu cohérent et relativement peu altéré, proche du faciès arénitique du climat tempéré, 3. un horizon à dominance argileuse (« lithomarge ») qui conserve l’architecture originelle du granite. Les feldspaths en s’altérant ont donné des argiles du type kaolin, 4. un horizon à argile rouge caractérisée par l’absence complète de CaO, Na2O et K2O et par une augmentation importante d’hydroxydes de fer Fe(OH)3 et d’aluminium Al(OH)3. Cet horizon est appelé « cuirasse latéritique » résultant d’une hydrolyse intense. Il est surmonté d’un sol, support du couvert végétal, renfermant des concrétions siliceuses.

2.6.1.4 Le transport et le dépôt des sédiments Le transport et le dépôt des sédiments est principalement due à l’action de l’eau et dans l’eau, même si le vent et le mouvement des glaciers participent également à la formation de roches sédimentaires (voir plus haut). Il est donc utile d’exposer quelques faits expérimentaux qui illustrent et synthétisent les phénomènes d’érosion, de transport et de dépôt, ainsi que les conditions de passage de l’un à l’autre. L’approche qui suit est due à Hjulström qui a établi expérimentalement une série de courbes caractéristiques reliant la vitesse de l’eau à la taille des particules entraînées (diamètre moyen équivalent).

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Les expériences consistaient, soit à faire varier la vitesse de l’eau dans un chenal, dont le fond avait été préalablement tapissé de particules de même taille, soit à se fixer une vitesse et faire varier la taille des particules. L’ensemble de ses résultats est synthétisé par le diagramme bi-logarithmique (figure 26) qui montre trois domaines : celui de la sédimentation, du transport, de l’érosion et du transport. Le fuseau est un domaine intermédiaire entre le transport et l’érosion.

Figure 26 : diagramme de Hjulström (Dercourt & Paquet, 1995) Si on fixe la taille des particules et que l’on fait varier la vitesse (ligne ABC du diagramme), on constate qu’en A, la vitesse du courant est suffisante pour arracher et séparer les particules les unes des autres et les transporter. En B, la vitesse n’est plus suffisante pour arracher les particules, mais si celles-ci sont plongées dans le courant, elles sont transportées. En C, la vitesse n’est plus suffisante pour déplacer les particules, elles se déposent. On peut faire le même type de constat en fixant la vitesse et en faisant varier la taille des particule (ligne LMNOP du diagramme). Il y a néanmoins une particularité pour des tailles de particules inférieure à 0,3 mm. Les petites particules n’ont plus la forme d’un grain mais plutôt d’une paillette (voir également le point 1.4.13 du chapitre 1). En conséquence, développent des forces électrostatiques relativement élevées qui provoquent leur agglomération et qui s’opposent à la force du courant. La partie des eaux météoriques qui ruisselle sur les continents est le vecteur principal de transport des produits de l’altération du continent. Les particules sont entraînées des points hauts (reliefs montagneux), où la vitesse de l’eau est maximale, aux points bas (plaines) où elles se déposent progressivement suite à la diminution de la vitesse de l’eau. Les particules les plus grossières se déposent en premier, près du lieu d’altération. Néanmoins, toutes les particules finissent par aboutir dans les océans (voir figure 21 ci-dessus), au bout d’un temps qui peut être considérable. De la même manière que sur les continents, les courants marins constituent également un vecteur de transport d’un endroit à l’autre de l’océan. Tout le matériel transporté s’accumule dans les bassins de sédimentation pour former un dépôt gorgé d’eau. Les sédiments se déposent en couches successives dont la composition minéralogique, la taille des particules, la couleur peuvent varier en fonction des époques géologiques. Les différentes couches sont séparées par des surfaces de stratification.

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2.6.1.5 Transformation du sédiment en roche compacte – la diagenèse Après dépôt dans les bassins océaniques, les sédiments terrigènes mais également forment des couches meubles « gorgées d’eau » de grande porosité (pouvant aller jusqu’à 90%). La transformation en roche sédimentaires compacte se fait par un ensemble de processus mécaniques et chimiques regroupés sous le terme de diagenèse. Il est à noter que la frontière avec le métamorphisme est floue (voir plus loin). La définition de la diagenèse est la suivante : La diagenèse est l’ensemble des processus qui affectent un dépôt sédimentaire et le transforment progressivement en roche solide (Foucault & Raoult, 1995). Les processus de diagenèse sont complexes et variés, ils vont de la compaction à la cimentation en passant par des phases de dissolution, de recristallisation ou de remplacement des minéraux. D’une manière générale, on verra ci-dessous que l’on dit que les boues argileuses se compactent, les sables se cimentent et les boues calcaires cristallisent.

a)

La compaction

La compaction (ou parfois nommée « consolidation ») est due au fait que les sédiments meubles sont progressivement enfouis sous d’autres apports. Il en résulte alors une augmentation de la contrainte moyenne qui provoque une expulsion progressive de l’eau et une diminution de la porosité du sédiment. Les boues argileuses sont les sédiments le plus sujet au phénomène de compaction, même sous faible charge. Après dépôt, les particules argileuses sont lâchement enchevêtrées. L’augmentation progressive de la contrainte amène les paillettes à s’orienter parallèlement les unes aux autres (voir figure 27 ci-dessous). Elles sont alors électrostatiquement associées. La diminution de porosité qui résulte de la compaction des argiles peut être considérable. L’orientation des paillettes argileuses confère à la roche la faculté de se débiter en feuillets plus ou moins réguliers ; c’est la « schistosité ».

Figure 27 : compaction des argiles (Dercourt & Paquet, 1995) Les boues calcaires et les sables peuvent également être compactés mais la diminution de leur porosité est beaucoup moins importante que celle des boues argileuses. Il est à noter que ces constatations peuvent être transposées au génie civil, les constructions fondées sur des sables sont généralement beaucoup moins sujettes aux tassements que celles fondées sur des massifs argileux.

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b)


La cimentation

Le processus de cimentation est le principal responsable du passage d’un sol meuble à une roche et varie en fonction de la nature du sédiment. De façon générale, l’eau qui circule dans le sédiment peut être sursaturée par rapport à certains minéraux, qui précipite alors dans les pores du sédiment et soudent les particules les unes aux autres. Dans le cas des sables, les grains de nature variée, souvent quartzeux, sont le plus souvent cimentés par de la calcite, de la silice ou des minéraux argileux. L’induration (cimentation) peut se faire très tôt, avant l’empilement de plusieurs mètres de sédiments (cimentation pré-compaction – voir figure 28 ci-dessous), ou plus tardivement, lorsque la pression sur les particules est grande (compaction et cimentation). Pour ce dernier cas, la pression aux points de contact entre les particules peut être suffisamment élevée pour qu’il y ait une dissolution locale du quartz, entraînant une sursaturation du fluide par rapport à la silice, suivie d’une précipitation de celle-ci sur les parois des particules.

Figure 28 : compaction et cimentation des sables (Bourque, 2000) Les boues calcaires qui se déposent sont composées d’aragonite et de calcite fortement magnésienne (activité des animaux marins). L’aragonite, instable, et la calcite magnésienne des particules sont progressivement transformées en calcite. Dans le cas des boues calcaires, l’apport de ciment provient de la dissolution d’une partie de la boue elle-même. Le fluide se sursature en calcite qui précipite en un ciment calcitique, qui « soudent » les autres particules. Compte tenu de ce processus de formation, certains auteurs préfèrent parler de « cristallisation » quand il s’agit du calcaire.

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2.6.2


Classification des roches sédimentaires

Compte tenu de la complexité et du nombre de processus menant à la formation des roches, les roches sédimentaires sont très diversifiées. En conséquence, on comprendra aisément qu’il n’existe pas de classification qui fasse l’unanimité. En général, on commence par classer les roches sédimentaires par groupe dépendant de leur genèse. Dans un deuxième temps, chaque groupe possède sa (ses) classification(s) propre(s). De plus, pendant le transport, des particules appartenant à différents groupes sont fréquemment mélangées pour aboutir à la formation de roches intermédiaires. On donnera (paragraphe 2.6.2.3.) la classification des deux principales familles de roches sédimentaires, à savoir les roches terrigènes (schiste, grès) et les roches calcaires. D’autre part, on donnera également les notions permettant de désigner les roches constituées d’un mélange de particules d’origine terrigènes et de particules calcareuses.

2.6.2.1 Principaux minéraux constitutifs des roches sédimentaires Les minéraux essentiels des roches sédimentaires sont (Calembert, 1972) : feldspaths, minéraux argileux, micas, calcite, dolomite (voir chapitre 1).

quartz,

Accessoirement, il faut également citer les minéraux des évaporites (gypse, halite), la pyrite, les oxydes de fer (hématite, magnétite), la bauxite, et les « roches » carbonées (gaz, charbon et pétrole).

2.6.2.2 Structure des roches sédimentaires Les différentes époques géologiques et conditions de transport ou de dépôt donnent lieu à la formation de couches sédimentaires distinctes, d’épaisseur qui peut être très inégale (du mm à la dizaine de m). Les différentes couches possèdent des caractères généraux (à l’échelle de l’affleurement et de l’échantillon) et se distinguent donc par leur « structure » (voir également les figures 12 et 13 au paragraphe 2.4.2.). Les structures reprises ci-dessous le sont au sens large (Calembert, 1972 & Schuman, 1989) et ne concernent pas les structures mises en place par les mouvements tectoniques. Dans le cadre de la sédimentologie, la notion de structure englobe implicitement des caractéristiques propre à la genèse du dépôt (strates, présence de fossiles, aspect massif…), d’autres propres à leur forme (couche, lentilles), des caractéristiques internes (schistosité, concrétions, …), etc. Certains auteurs parlent plutôt alors de « faciès », comme Pomerol (1997) qui donne la définition suivante pour le faciès sédimentaire : « l’ensemble des caractéristiques lithologiques et paléontologiques qui définissent un dépôt est appelé faciès ».

a)

Structure stratifiée

On l’a dit plus haut, la stratification est une caractéristique importante des roches sédimentaires et concerne leur grande majorité. C’est une caractéristique généralement macroscopique (à l’échelle de l’affleurement) mais peut parfois également être mise en évidence à l’échelle de l’échantillon. La surface de séparation entre deux strates s’appelle la surface de stratification. La stratification peut être parallèle (résultant de conditions de dépôt en eaux calmes) ou entrecroisée (en eaux plus turbulentes), ou encore discordante. Au sein même d’une

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strate, certaines roches peuvent montrer une évolution graduelle de la granulométrie, les plus gros éléments se déposant les premiers (loi de Stokes), c’est le « granoclassement ». Les strates sont souvent séparées par une très mince couche de moindre cohésion, appelée « interlit », qui constitue alors une surface de glissement ou de rupture privilégiée.

b)

Structure massive

Au contraire de la structure précédente, la roche ne montre aucun joint discernable, elle est homogène. Cette structure est beaucoup plus rare et se rencontre principalement dans les roches d’origine biochimique.

c)

Structure lenticulaire

La roche a la forme d’une lentille, limitée dans le plan horizontal et généralement de faible épaisseur par rapport à ses dimensions horizontales. C’est une structure qui se rencontre fréquemment dans les roches meubles. Par exemple, on trouve fréquemment des lentilles de sables dans les sols limoneux ou argileux qui peuvent, par leur modification du régime d’écoulement des eaux souterraines, constituer des surfaces de glissement préférentielles.

d)

Structure concrétionnée

On observe des concrétions au sein de la roche qui sont des épaississements par accumulation de matière autour d’un noyau et sont principalement due au chimisme des eaux ou à l’activité des organismes. Les concrétions peuvent être siliceuses (silex au sein des formations calcaires), calcareuses ou ferrugineuses. Les concrétions sont fréquentes au sein des calcaires, parmi celles-ci les « oolithes » sont les plus courantes. Il s’agit d’enveloppe de calcite formée autour d’un noyau qui peut être un fragment minéral ou organique.

e)

Structure à schistosité

Cette structure concerne les roches sédimentaires formées à partir du dépôt de fines particules (voir ci-dessus, paragraphe 2.6.1.5. point a) qui s’orientent lors de sa compaction.

f)

Structure fossilifère

La présence de fossiles est une caractéristique importante des roches sédimentaires, car ils ne peuvent évidemment être présents dans les roches magmatiques ou métamorphiques. Les fossiles se rencontrent très souvent dans les roches calcaires mais également dans les roches carbonées (charbon) et plus rarement dans les grès ou schistes.

2.6.2.3 Classification des roches sédimentaires La première subdivision consiste à classer les roches sédimentaires selon leur proportion en éléments terrigènes et en carbonates. Les roches contenant plus de 50 % de débris terrigènes sont considérée (par convention) comme faisant partie des roches

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terrigènes. D’autre part les roches contenant plus de 50 % de carbonates sont considérées comme faisant partie des roches carbonatées. On verra ensuite comment nommer les roches en fonction de la proportion de l’un ou l’autre des constituants.

a)

Classification des roches terrigènes meubles et consolidées

Les roches terrigènes sont formées par accumulation de débris de différentes tailles arrachés par l’érosion, ce qui permet leur classification par leur granulométrie. D’autre part, sans être exactement la même, cette classification se rapproche de celle utilisée par les géotechniciens. La classification qui est reprise ici est celle de Wenthworth, la plus communément admise (voir tableau 4, page suivante). Elle est basée principalement sur la subdivision en trois classes granulométriques : •

rudites : particules en majorité de taille supérieure à 2 mm ;

•

arénites : particules en majorité de taille comprise entre 2 mm et 60 µm ;

•

lutites : particules en majorité de taille inférieure à 60 µm.

Le tableau reprend les noms des roches meubles et ceux de leur équivalent consolidés.

Tableau 4 : classification des roches terrigènes de Wenthworth (Calembert, 1972)

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Il est à noter que les principaux minéraux constitutifs des roches terrigènes sont le quartz détritique et les minéraux argileux, ces derniers étant le produit de l’altération des feldspaths. Des feldspaths non altérés peuvent également être présents dans les roches terrigènes mais généralement en proportion inférieure à celle du quartz.

b)

Classification des roches carbonatées

Les roches carbonatées sont en général constituées de calcaire (pour rappel, carbonate de calcium), même s’il ne faut pas sous-estimer l’existence de massif dolomitique (la dolomite est un carbonate mixte de calcium et de magnésium), par exemple au nord de l’Italie. Les calcaires sont également constitués de corpuscules de taille diversifiée, certains géologue (Calembert) adoptent les mêmes subdivisions granulométrique que pour les roches terrigènes, on parle alors de calcirudites, calcarénites et calcilutites. L’importance des éléments figurés (fossiles, oolithes) dans les calcaires nécessite que l’on reprenne également ci-dessous (tableau 5) la classification de Folk qui associe la nature du ciment à celle des éléments figurés. Cette classification retient deux critères distinctifs : •

le ciment est soit « micritique » (à grains inférieurs à 4 µm) ou sparitique (à grains supérieurs à 4 µm),

•

les éléments figurés sont soit des débris (ou « clastes »), de sphérules (« ooïdes » si massifs ou « oolithes » si en couches concentriques, de pelotes fécales d’animaux (ou « pellets »). On précise ensuite la nature des débris ou clastes : « bioclastes » s’ils proviennent de fossiles ou « intraclastes » s’il s’agit de débris variés.

Tableau 5 : classification des roches calcaires de Folk (Dercourt & Paquet, 1995)

c)

Classification des roches « mixtes » (calcaires et terrigènes)

On a vu ci-dessus que les roches sédimentaires sont fréquemment des roches mixtes constituées de débris terrigènes et de particules calcaires. Dans ce cas, les constituants principaux sont alors les carbonates (principalement calcaires), le quartz détritique et les minéraux argileux. On classe alors ces roches sédimentaires « mixtes » au moyen d’un

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diagramme triangulaire dont les trois sommets sont les constituants principaux (figure 29, page suivante).

Figure 29 : classification des roches mixtes - calcaires et terrigènes (Calembert, 1972) Il faut noter que l’usage courant consiste à désigner les mélanges d’argile (de 35% à 65%) et de calcaires (respectivement de 65% à 35%) par le terme de « marnes ». Lorsque le pourcentage d’argile est plus élevé (entre 65 % et 75 %) on parle de « marnes argileuses », ou lorsque le pourcentage de carbonates est plus élevé (entre 65 % et 75 %) on parle de « marnes calcareuses ».

2.6.3

Description des roches sédimentaires les plus courantes

Compte tenu de leur genèse et de leur diversité, il est difficile de donner des caractéristiques (structure, couleur, forme du grain, …) comme dans le cadre des roches magmatiques. Certaines descriptions ne peuvent être que générales et peuvent sembler floues à priori. En conséquence, on se reportera également aux éléments de classification repris ci-dessus.

2.6.3.1 Roches terrigènes a)

Famille des rudites non consolidés

Pour rappel, les rudites sont des éléments grossiers, indurés ou non, pour lesquels le diamètre moyen dépasse 2 mm. ¾

Blocs

Débris dus à la fragmentation des roches, de forme anguleuse qui s’accumule à proximité de la roche mère. Ce sont des débris de pente, d’éboulements. ¾

Galet roulé

Débris transportés en milieu fluviatile (torrents, rivières) ou sur le littoral (va et vient des marées), ce qui a érodé le bloc originel et donne l’aspect roulé.

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¾


Eléments de moraine

Débris transportés par des glaciers qui acquièrent une forme plate et présentent des surfaces striées par les autres débris. ¾

Galet éolien

De manière semblable au galets de rivières, certains galet ont plutôt été érodés par le vent chargé de sable.

b)

Famille des rudites consolidés (« conglomérats »)

Les conglomérats (brèches et poudingues principalement) sont des roches constituées de débris semblables à ceux décrits ci-dessus (diamètre moyen supérieur à 2 mm) liés par un ciment. Le ciment peut être calcareux, siliceux ou argileux. • • • • • ¾

composition minéralogique : galets et blocs de roches à prédominance quartzeuse, chert (silice précipitée) ou silex, ciment calcareux, siliceux ou argileux grain : blocs ou galets enchâssés dans une matrice composée de grains fins à moyens couleur : très variées mais en général claires structure : voir grain, pas de stratification gisement : lits de galets, de graviers ou de blocs s’accumulant le long des rivages Brèche

Une brèche est une roche composée de blocs, éléments anguleux, cimentés. Les brèches peuvent être de toutes les couleurs et les blocs qui la composant peuvent provenir de la même roche mère puisqu’il n’y a pas (ou peu) eu de transport. En général, il n’y a pas de granoclassement, ni d’orientation des blocs dans le ciment. Il n’y a généralement pas de fossiles. ¾

Poudingue

C’est le pendant de la brèche avec des débris roulés. Au sein d’un échantillon, les galets peuvent être de nature très diverse, car au cours du transport, des matériaux d’origine diverse sont « brassés ». Les éléments sont généralement mal triés, mais peuvent avoir une certaine orientation dans le ciment.

c)

Famille des arénites non consolidés (sables)

On appelle « sable » les formations meubles constituées de minimum 50 % d’éléments de diamètre moyen compris entre 60 µm et 2 mm. Les minéraux sont le plus souvent du quartz, des feldspaths, des micas et, parfois et en faible proportion, des minéraux lourds. En conséquence, les sables sont souvent de teinte claire, ocres à bruns clair, rougeâtres. Certains sables peuvent être complètement dépourvus de quartz comme pour exemples : les « White Sands » aux Etats-Unis qui contiennent principalement des particules de gypse, ou les sables blancs des plages des tropiques qui contiennent principalement des particules de calcite et débris de coquillages. Les sables dits « quartzeux » doivent comprendre au minimum 85 % de quartz. On se reportera au cours de mécanique des sols pour plus de précisions.

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d) ¾


Famille des arénites consolidés (psammites) Grès

Ce sont des sables cimentés par de l’argile, du calcaire ou de la silice ou encore des oxydes de fer. Le toucher est rugueux (ou « rêche » comme on dit chez nous...), les grès peuvent être friables à bien consolidés. • • •

• •

composition minéralogique : quartz, feldspaths et micas ou autres minéraux en plus faible proportion. grain : particules comprises entre 60 µm et 2 mm dans une matrice constituée de précipités (silice, calcite) ou de minéraux argileux. couleur : généralement jaune à brun, en raison de la présence de limonite (terme regroupant un ensemble d’hydroxydes de fer), et peu parfois être vert, en raison de la présence de glauconie (minéral de la famille des micas se formant en profondeur en milieu marin). structure : les grès sont toujours stratifiés et souvent fracturés perpendiculairement à la stratification. gisement : voir ci-dessus. Les grès sont associés en banc aux autres roches sédimentaires.

Les variétés des grès sont les suivantes : Arkose Grès riche en feldspaths, généralement rougeâtre, habituellement grossière et mal triée, avec de nombreux fragments anguleux. Quartzite Grès très riche en quartz (au minimum 85 %), à ciment siliceux souvent recristallisé. Il ne doit pas être confondu avec le quartzite métamorphique, même si cette distinction ne peut être fait qu’en lames minces. Grauwacke Grès de couleur grise à gris-vert (présence de glauconie) avec au moins 25 % de feldspaths. Roche très compacte, solide du fait de la recristallisation du ciment siliceux.

e)

Famille des lutites (ou « pélites ») non consolidées

Les lutites meubles sont des sols dont minimum 50 % des particules ont un diamètre moyen inférieur à 60 µm. Les argiles (particularité : le kaolin), les lœss, les marnes argileuses en font partie. ¾

Argile

La poudre de roche est transportée en suspension (ce sont les « troubles » ou les « fines ») et se dépose en eaux calmes. Lorsque cette poudre est encore gorgée d’eau, on l’appelle vase. Lorsqu’elle est légèrement déshydratée et plastique on l’appelle argile, enfin lorsqu’elle est plus desséchée et indurée, on l’appelle argilite. A une étape ultérieure de la diagenèse, elle est transformée en schiste. Les composants principaux des argiles sont le quartz, les feldspaths (ces deux derniers en relativement faible proportion) et les minéraux argileux (en plus forte proportion). Les argiles sont les roches sédimentaires les plus répandues et se trouvent dans les plaines d’épandages, les anciens bassins lacustres et les vallées fluviatiles. Les minéraux ne sont pas visibles

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à l’œil nu. Les argiles sont fréquemment de teinte foncée (brun foncé à gris-noir), sauf le kaolin, de teinte blanche. Les argiles sont toujours « litées ». ¾

Lœss

Les lœss sont des sols fins d’origine éolienne se rencontrant sur tout les continents mais surtout en bordure des zones de glaciation (les limons belges sont d’origine éolienne et peuvent formés une couche allant, par endroit, jusqu’à 6 mètres d’épaisseur). ¾

Marne argileuse

Les marnes argileuses sont des argiles comportant une forte proportion de calcaire (voir classification des roches sédimentaires mixtes ci-dessus). Les marnes sont de teinte plus claire que les argiles.

f) ¾

Famille des lutites consolidées Schistes

Ce sont des argiles indurées et consolidées par la diagenèse. Lors de la consolidation, les minéraux argileux (paillettes) s’orientent perpendiculairement à la contrainte principale (verticale), ce qui confère aux schistes la propriété particulière de se débiter en feuillets parallèle (schistosité). Les schistes sont « onctueux » au toucher. Les schistes ont également la propriété importante de « happer » à la langue, due aux forces électrostatiques que développent les minéraux argileux (voir chapitre 1 – point 1.4.13). • • • • •

composition minéralogique : mélange de minéraux argileux, de quartz, feldspaths et micas détritiques. Les oxydes et hydroxydes de fer y abondent. grain : particules de diamètre moyen inférieur à 60 µm, invisibles à l’œil nu. Les fossiles et concrétions sont fréquents. couleur : teinte relativement foncée (parfois blanche – voir ci-dessus), couleur rouge (présence d’oxydes de fer), verte foncée, bleue, grise à noire. structure : les schistes sont toujours stratifiés et présente une schistosité d’autant plus marquée que la diagenèse a été importante. gisement : voir ci-dessus. Les schistes sont associés en banc aux autres roches sédimentaires.

Les variétés des schistes sont les suivantes : Argilites Schistes très faiblement indurés témoignant d’une faible diagenèse. Schistes marneux Argiles marneuses consolidées. Schistes bitumeux Terme désignant l’ensemble des schistes sombres contenant du bitume (provenant de la décomposition des matières organiques par des bactéries anaérobies). Schistes ampélitiques Terme désignant l’ensemble des schistes bitumeux fortement enrichis en sulfure (en particulier la pyrite) .

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2.6.3.2 Roches biochimiques Comme il l’a été décrit ci-dessus, sont considérées comme biochimiques les roches contenant plus de 50 % de minéraux autres que terrigènes (carbonates, évaporites, « pétroles »). En proportion sur la surface de la croûte terrestre, faisant partie de ce groupe de roches, les calcaires sont de loin les plus importants.

a)

Famille des carbonates

Les carbonates sont principalement représentés par les calcaires et les dolomies (même s’il ne faut pas perdre de vue qu’il existe des autres carbonates tels que, par exemple, la malachite). Les calcaires et dolomies se présentent rarement sous forme meuble, en raison du processus de dissolution-recristallisation menant à leur induration plus rapidement que les roches d’origine terrigène. Les formations les plus meubles sont les marnes calcaires (mélange d’argile et de calcaire – voir ci-dessus) ou les craies peu consolidées. Les calcaires et dolomies ont la propriété importante de réagir avec l’HCl (à froid pour les calcaires et à d’autant plus haute température que la proportion de dolomite est importante). ¾

Calcaires

Les calcaires se forment uniquement en milieu marin et sont le produit : soit d’une accumulation de débris d’animaux, de leurs sécrétions (« pellets » - voir classification cidessus) et de calcite précipitée, soit d’une édification d’organismes marins (récifs de coraux). La faible dureté des roches calcaires (dureté de 3 sur l’échelle de Mohs – rayable au canif), et la réaction avec l’acide chlorhydrique à froid constituent des critères de reconnaissance essentiels. •

• •

• •

composition minéralogique : calcite finement minéralisée (les « cristaux » plus grands proviennent de squelettes et de coquilles d’animaux marins ou, plus rarement, de calcite recristallisée), quartz détritique, minéraux argileux, parfois de la silice finement cristallisée. grain : variable (fin à l’aspect de morceau de sucre) mais de manière générale, le grain est fin. Cependant, les débris de squelettes ou de coquillages sont souvent conservés au sein d’une matrice plus fine. couleur : la calcite pure est blanche mais elle est colorée par les oxydes de fer (hématite) ou, plus généralement, par les minéraux argileux. La couleur est donc blanche, gris-clair, crème ou jaune quand le calcaire est relativement pur et rouge, brune ou noir quand il est impur. structure : les calcaires sont toujours lités, exceptés les calcaires récifaux. gisement : voir ci-dessus. Les calcaires sont associés en banc aux autres roches sédimentaires.

Les variétés de calcaire les plus courantes sont les suivantes : Craies Ce sont des calcaires très clairs, généralement blancs, et souvent peu consolidés, poreux. Ils sont constitués d’éléments squelettiques de microorganismes, principalement d’algues et de foraminifères planctoniques (protozoaires marins), en eaux peu profondes. Calcaires oolithiques Calcaires formés de petites sphères de concrétion (oolithes – voir ci-dessus).

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Calcaires fossilifères Calcaires constitués d’au moins 50 % de débris fossilifères reconnaissables. Les calcaires à crinoïdes (exemple : le « petit granit » ou « pierre bleue du Hainaut) sont relativement répandus (les crinoïdes sont des échinodermes composés d’un calice et étaient très nombreux dans le Cambrien). Calcaires construits (« récifaux ») Calcaires formés par le dépôt continuel de calcite produit par des organismes récifaux (exemple : les barrières de coraux). ¾

Dolomies

Elles sont d’ailleurs souvent le produit de la « dolomitisation » des calcaires ; terme désignant le remplacement de la calcite par la dolomite (dû à la substitution d’un cation Ca2+ par un cation Mg2+ - voir paragraphe 2.3.1 de ce chapitre), en solution marine comportant une forte proportion de sels dissous. Cette dolomitisation est dommageable pour l’exploitation des calcaires car elle les rend plus poreux et donc moins intéressant pour la construction. • • • • •

composition minéralogique : roche contenant de la dolomite (carbonate mixte de calcium et de magnésium) en proportion élevée, des minéraux détritiques et des cherts (silice de précipitation). grain : grains fins (de diamètre moyen inférieur à 20 µm) mais présentant une structure poreuse qui rend la roche rugueuse au toucher. couleur : teinte relativement claire, de couleur blanche, crème, gris ou brune, souvent marron ou rosé (altération atmosphérique). structure : stratification à grande échelle, litage souvent « effacé » par le processus de dolomitisation. gisement : sont évidemment très fréquemment associées aux calcaires (voir cidessus).

b)

Famille des évaporites

Les évaporites sont des roches salines formées par précipitation à partir de l’eau de mer lorsque l’apport en eau est inférieur à la quantité évaporée (sous climat chaud et aride – exemple du Proche-Orient). Font partie de cette famille le sel gemme (halite), le gypse et l’anhydrite (gypse anhydride), et enfin, les sels de potassium et de magnésium. Ces roches sont décrites dans les minéraux (voir chapitre 1 – paragraphe 1.14.11).

c)

Famille des roches résiduelles

Cette famille est reprise parmi les roches sédimentaires bien que leur formation n’ait pas nécessité de transport de matières. Elles se forment à partir d’éléments résiduels produits par l’altération chimique des roches préexistantes. Font partie de cette famille le kaolin, la bauxite. Même si elles sont importantes économiquement, leur description sort du cadre de ce cours.

d)

Famille des roches carbonées

Les roches carbonées proviennent de la décomposition des végétaux par des bactéries anaérobies. Font partie de cette famille les tourbes, les « pétroles » dans son sens général. Même si elles sont importantes économiquement, leur description sort du cadre de ce cours.

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2.7 Roches métamorphiques Les roches métamorphiques constituent un peu plus d’un quart de la croûte terrestre. Elle 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.

2.7.1

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.

Figure 30 : domaine du métamorphisme (Dercourt & Paquet, 1995)

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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.

2.7.1.1 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 (paragraphe 2.3) que les minéraux sont stables dans les conditions de température et de pression qui ont présidé à leur 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 verticale 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.

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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 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.

2.7.1.2 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 31) et l’augmentation de la pression moyenne combinée à celle de la température mènent à la formation de nouveaux minéraux (grenats, serpentine, staurodite, ... – voir chapitre 1, paragraphe 1.4.8).

Figure 31 : métamorphisme régional, déformation de la roche (Bourque, 2000) Les déformations de la roche préexistante lui confère 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 (voir chapitre 3 : notions de géologie structurale).

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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 31 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 (voir paragraphe2.6.1.5). 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, ... – voir paragraphe 2.5.1.1. b). 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 32 ci-dessous).

Figure 32 : métamorphisme de contact (Bourque, 2000) Les premières roches au contact du magma sont cuites (zone des cornéennes), de nombreux cristaux néoformés et inframillimétriques apparaissent. Pour les roches suivantes (zone des 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 33 ci-contre).

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Figure 33 : auréole métamorphique (Dercourt & Paquet, 1995)

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2.7.1.3 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 (voir le paragraphe 2.3.3.1 et la figure 30). Les domaines de la fusion partielle des roches et du métamorphisme se chevauchent. Ce phénomène de fusion partielle, 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 provoque 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 (voir paragraphe 2.5.1.2. b) et la figure 18 rappelée ci-dessous – figure 34) que les roches suivent alors un cycle dans la lithosphère.

Figure 34 : 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 température 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).

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2.7.2


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 (voir également le chapitre 1, paragraphe 1.4.8). La création de ces nouveaux minéraux s’appele la « paragenèse » et on a vu ci-dessus qu’une association déterminée de certains de ces minéraux est désignée par le terme de faciès.

2.7.2.1 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).

2.7.2.2 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 cidessous). Une des particularités du métamorphisme et de mener à la création de nouveaux minéraux relativement rares dans les deux autres grands groupes de roches (voir paragraphe 2.7.2.1). 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 33) représentent un cas un peu à part dans la mesure où elles sont cuites. Les éventuelles structures préexistantes au contact 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.

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2.7.2.3 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 35 : 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.

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.

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Roches de la famille du gneiss

Roches de la famille des schistes

Roches non schisteuses

Forme des minéraux

grains moyens à grossiers

minces et allongés

grains fins à grossiers

Schistosité

peu prononcée à bien marquée

très nettement marquée

aucune

Plaques de délitement

moyennes à épaisses

minces

aucune

Minéraux typiques

feldspaths, quartz

micas, minéraux argileux

en grand nombre

Tableau 6 : classification simplifiée des roches métamorphiques selon les caractéristiques extérieures (Schumann, 1989)

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 36 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.

•

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.

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Figure 36 : classification des roches métamorphiques selon les faciès et climats métamorphiques (Pomerol & Renard, 1997)

2.7.3

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 ci-dessous est souligné.

2.7.3.1 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.

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•

• • •

•


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 œillés Variété à structure lenticulaire due au développement de feldspaths en forme d’yeux. gneiss migmatiques, dénommés « migmatiques » 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.

2.7.3.2 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.

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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.

c)

Micaschistes

Les micaschistes représente 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’œil 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. Il sont issus du métamorphisme de contact, dans la « deuxième auréole », après les cornéennes (voir également la figure 33).

2.7.3.3 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’œil nu les différents grains. couleur : généralement de couleur blanche, les minéraux accessoires pouvant leur donner une teinte grisâtre ou rougeâtre.

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• •


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. • • • • •

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 33).

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BIBLIOGRAPHIE [1] « Eléments de géologie » (11e édition) - Charles Pomerol & Maurice Renard - Coll. Enseignement des Sciences de la Terre - éd : Masson, 1997. [2] « Géologie : objets et méthodes » (9e 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. [4] « Dictionnaire de Géologie » (4e édition) - Alain Foucault & Jean-François Raoult éd : Masson, 1995. [5] « Guide des Pierres et Minéraux » (1e édition) - Walter Schumann - éd : Delachaux et Niestlé, 1989. [6] « Chimie » (2e édition ) - Bruce H. Mahan – éd : InterEditions, 1977. [7] « Introduction à la Géoologie de l’Ingénieur » (2e 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

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GEOLOGIE APPLIQUEE AU GENIE CIVIL_Notions de pétrographie

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