MAGMATIQUES (ROCHES)


MAGMATIQUES (ROCHES)
MAGMATIQUES (ROCHES)

Les roches magmatiques sont des roches endogènes, c’est-à-dire ayant pris naissance à l’intérieur de la Terre. Les unes sont issues de matières fondues, ou «magmas», qui ont fait éruption à la surface: ce sont les roches volcaniques . Les autres se sont formées en profondeur et n’apparaissent que par le jeu des déformations de l’écorce et de l’érosion: ce sont les roches plutoniques ; mais on admet généralement qu’elles résultent aussi de la cristallisation de matières fondues ou partiellement fondues. En réalité, il n’existe pas de séparation absolument tranchée entre ces deux groupes de roches, qui présentent par ailleurs des caractères communs, de sorte qu’on les réunit sous les termes de roches «magmatiques» ou, plus rarement, «ignées», le premier mettant l’accent sur une origine à partir de bains fondus, le second sur les hautes températures ayant dû conduire à la fusion.

L’origine des roches magmatiques a été un thème majeur de discussions depuis le début de la géologie. Elle pose en effet d’innombrables problèmes, pétrologiques et géophysiques, liés à la nature et à l’état des matériaux dans les couches internes du globe terrestre.

1. Composition

Composition chimique

La composition chimique des roches magmatiques varie dans des limites assez étroites, différentes de celles des roches sédimentaires qui proviennent essentiellement de leur transformation à la surface du globe. Les données géochimiques montrent que O et Si sont largement dominants, suivis par Al, puis par Fe, Mg, Ca, Na, K, etc. La silice joue donc un rôle prédominant et l’on constate dans sa distribution deux maximums de fréquence, le principal pour 52,5 p. 100 et un autre pour 73 p. 100. Cela correspond aux deux types de roches magmatiques ayant la plus large répartition, les basaltes et les granites, qui sont respectivement les plus représentatifs des roches volcaniques et plutoniques.

L’analyse chimique d’une roche est généralement présentée sous forme de pourcentages pondéraux d’oxydes (tabl. 1) ou en nombres de cations pour 100 g. En regroupant les éléments majeurs pour construire des minéraux théoriques, de formule fixée, on calcule une composition normative, ou norme , qui permet des comparaisons. Mais celles-ci sont surtout facilitées par des diagrammes qu’on établit en réduisant le nombre des variables chimiques par des rapports ou des groupements d’éléments. De nombreux types de diagramme ont été proposés pour exprimer des relations compositionnelles entre les roches, reflétant leur évolution. De plus, ces roches renferment un grand nombre d’éléments mineurs, souvent en traces infinitésimales (comme les Terres Rares), dont l’étude apporte des informations capitales sur les origines.

Composition minéralogique

La composition minéralogique est nécessairement en étroite relation avec la composition chimique, mais elle dépend en outre des conditions de la cristallisation. Elle s’exprime quantitativement par le pourcentage (ordinairement en volume) des différents minéraux: c’est la composition modale ou mode , évidemment différente de la composition normative.

«Un fait minéralogique essentiel domine toute la pétrographie des roches magmatiques, c’est l’antagonisme de deux groupes de minéraux» (A. Lacroix) qui diffèrent par leur couleur et leur densité: 1. les minéraux clairs ou «coupholites» ( 福 麗 2,77): silice et alumino-silicates; 2. les minéraux colorés ou «barylites» ( 福 礪 2,77): silicates ferromagnésiens (ou mafiques), oxydes, etc. La proportion des minéraux colorés définit l’«indice de coloration» (color index ), compris entre 0 et 100.

Les minéraux des roches magmatiques sont presque uniquement des silicates: quartz, feldspaths, feldspathoïdes, micas, amphiboles, pyroxènes, péridots, etc., qui coexistent avec des quantités beaucoup plus faibles d’oxydes et de sulfures; les carbonates sont exceptionnels (sauf dans les carbonatites). Tous ces minéraux ne présentent pas la même importance et l’on distingue des minéraux essentiels, qui servent à définir les cadres de la classification, des minéraux accessoires, accidentels ou secondaires.

En effet, certains minéraux traduisent des caractéristiques fondamentales de la composition chimique. Ainsi, la présence de quartz indique un excès de silice, celle de feldspathoïdes un déficit de silice, par rapport à l’alumine et aux alcalins susceptibles d’entrer dans la constitution de feldspaths; les pyroxènes et amphiboles sodiques traduisent un excès de sodium (roches peralcalines) et le corindon, un excès d’alumine (roches peralumineuses). Il existe des associations naturelles fréquentes de minéraux, telles que quartz+feldspath alcalin+plagioclase sodique+micas, plagioclase calcique+pyroxènes magnésiens, néphéline+pyroxènes ou amphiboles sodiques; en revanche, d’autres associations, comme quartz+leucite ou quartz+olivine, sont rares et ces minéraux ne se trouvent jamais en contact; certains assemblages, comme quartz+néphéline, ne se rencontrent jamais: il y a des minéraux incompatibles.

Tous les minéraux nés au cours d’un même processus de cristallisation, dans une roche, constituent une paragenèse . L’observation montre que les paragenèses ne comportent qu’un nombre réduit de minéraux (de l’ordre de cinq ou six en général), appartenant seulement à quelques espèces minérales fondamentales, et suivant un nombre limité d’associations fréquentes, ce qui permet de définir des types pétrographiques . La nature et les proportions des minéraux constituant les paragenèses varient suivant les types pétrographiques, et c’est la base principale de la classification.

La composition minéralogique des roches magmatiques obéit donc à des règles, conséquences des lois physiques qui commandent la cristallisation et l’évolution des magmas. Il s’agit en premier lieu des lois de la thermodynamique, en particulier de la Règle des Phases qui définit les paragenèses possibles selon la composition, la température et la pression; mais les caractères et les rapports mutuels des minéraux sont sous la dépendance des lois de la cristallogenèse.

2. Architecture

Les roches sont des assemblages de minéraux. L’architecture de ces assemblages présente des caractères très différents selon l’ordre de grandeur que l’on considère. Aussi distingue-t-on plusieurs niveaux d’organisation: la texture , la structure (certains auteurs emploient «texture» dans le sens donné ici à «structure» et inversement), le gisement et l’association régionale . Mais il faut par ailleurs considérer la fabrique , exprimant les orientations préférentielles.

Texture

La texture (du latin textura , tissu, assemblage), bien observable au microscope, concerne la disposition élémentaire des minéraux, définie par leur taille, leur forme et leur arrangement. Elle est sous la dépendance directe des conditions de leur cristallisation et reflète par conséquent le déroulement de celle-ci.

Dans un bain silicaté fondu en cours de refroidissement, il se fait une organisation des atomes, principalement en unités structurales de type [Si4]4- qui tendent à polymériser, mais l’état d’ensemble reste désordonné. Un refroidissement brusque arrête cette organisation et la matière se solidifie à l’état de verre (dans lequel peuvent apparaître des ébauches de cristallisation ou cristallites), ce qui caractérise la texture vitreuse , typique de certaines roches volcaniques. En revanche, un refroidissement progressif permet la continuation du processus et aboutit à la formation de germes cristallins, puis à la croissance de cristaux donnant des grains d’autant plus gros que la cristallisation s’opère lentement; la texture est alors holocristalline , franchement grenue dans les roches plutoniques formées en profondeur. Il existe tous les intermédiaires entre ces types extrêmes. Dans les textures microlitiques , de très petits cristaux ou microlites , principalement feldspathiques, commencent à se développer avant que le liquide se solidifie en une mésostase interstitielle vitreuse ou crypto-cristalline; mais il peut exister aussi de grands cristaux ou phénocristaux (texture porphyrique ). Dans la texture doléritique ou ophitique , les tablettes feldspathiques forment une charpente dont les interstices contiennent du verre ou d’autres minéraux. Dans les textures microgrenues , tout est cristallisé mais les cristaux ne sont visibles qu’au microscope (texture microgrenue aphanitique), constituant souvent une mésostase dans laquelle apparaissent des phénocristaux (texture microgrenue porphyrique). Tous les minéraux sont visibles à l’œil nu, avec un grain plus ou moins gros, dans les textures grenues ; certains cristaux (feldspaths notamment) prennent de grandes dimensions dans la texture porphyroïde ; les minéraux restent petits, équigranulaires et engrenés dans la texture aplitique ; la texture pegmatitique , au contraire, est caractérisée par un large développement des minéraux; ils s’interpénètrent géométriquement dans la texture graphique .

Le détail de la disposition des minéraux renseigne sur l’évolution de la cristallisation. Les cristaux-squelettes, incomplètement développés, comme les microlites, indiquent une cristallisation rapide; les cristaux zonés traduisent les changements de composition du liquide lors d’une cristallisation ou l’équilibre n’avait pas le temps de se réaliser; les phénocristaux corrodés ou entourés d’une auréole réactionnelle révèlent une résorption incomplète de minéraux qui se sont trouvés en déséquilibre avec le liquide. Les minéraux automorphes (on dit aussi idiomorphes) ou subautomorphes (hypidiomorphes), qui présentent des formes cristallographiques, ont pu cristalliser avant les minéraux xénomorphes (allotriomorphes), qui n’ont pas de formes propres et sont interstitiels ou moulent les précédents; mais ce critère est loin d’avoir une valeur générale. En effet, en fin de cristallisation, le magma devient saturé en éléments volatils; ils s’individualisent en une phase fluide aqueuse supercritique, souvent riche en F, Cl, B, etc., qui peut réagir avec les cristaux déjà formés en donnant naissance à des minéraux deutériques (par exemple albite, muscovite, tourmaline) dont le développement est souvent automorphe. Enfin, la configuration des minéraux peut encore être compliquée par les démixtions ou les transformations polymorphiques s’opérant dans le subsolidus et aussi par les déformations et recristallisations postérieures.

Bien qu’il ne soit pas encore possible d’interpréter tous les détails révélés par l’observation microscopique, l’analyse des textures est essentielle car elle permet de retrouver un certain ordre de cristallisation , c’est-à-dire une chronologie dans l’apparition et le développement des différents minéraux.

Structure

La structure (du latin structura , construction, arrangement) caractérise des variations dans la continuité des roches, visibles aussi bien sur des échantillons que sur des affleurements.

Elles peuvent résulter: du développement et de la répartition hétérogène des minéraux au cours de la cristallisation et postérieurement (structures rubanées, rythmiques, orbiculaires, nodulaires, schlierens), des modalités de dégagement des gaz (structures bulleuses, ponceuses ou scoriacées des laves, structures miarolitiques, poches et lentilles de pegmatites), des relations avec l’encaissant (structures migmatiques, brèches d’injection, enclaves), de l’écoulement (structure en coussins ou «pillow-lavas» des laves épanchées dans les fonds océaniques), du refroidissement (débit prismatique), de la fracturation (diaclases), des déformations tectoniques (structures cataclastiques, mylonitiques), etc. Mais il existe d’autres structures, en feuillets ou orientées, qui sont pénétratives et se réfèrent à la fabrique.

Fabrique

La fabrique caractérise l’orientation préférentielle des éléments d’un ensemble et n’est pas spécifique d’un ordre de grandeur déterminé. Elle se manifeste principalement, dans les roches éruptives, par la disposition sensiblement parallèle de minéraux, lits, enclaves, etc., visible ou non sur les affleurements, avec une organisation planaire, plano-linéaire ou linéaire.

Dans les roches volcaniques, les microlites dessinent fréquemment la fluidalité ; en effet, lors de l’écoulement de laves incomplètement cristallisées, les cristaux déjà formés tendent à aligner leur plus grande dimension dans la direction du mouvement. Dans les roches plutoniques, on observe souvent aussi une orientation préférentielle de certains minéraux (biotite, amphiboles, feldspaths) ou des enclaves, qui n’est pas la même nécessairement pour les différents éléments (sous-fabriques); on peut alors faire intervenir soit l’écoulement d’un magma transportant des objets plus rigides, comme dans le cas précédent, soit la déformation de la trame solide d’un magma incomplètement cristallisé, avec aplatissement et/ou élongation des hétérogénéités et cristallisation orientée de minéraux.

La définition précise de la fabrique repose sur de nombreuses mesures d’orientation effectuées sur les affleurements ou sur des lames minces (dont l’orientation dans l’espace a été repérée) au microscope polarisant équipé d’une platine théodolite. Cette dernière méthode s’impose lorsque aucune orientation n’est visible macroscopiquement. Le report des mesures sur des diagrammes statistiques de type stéréographique permet de caractériser la pétrofabrique et de faire apparaître la symétrie de la fabrique, en relation avec celle des mouvements qui lui ont donné naissance.

L’analyse géométrique puis cinématique de la fabrique, étendue à tout un massif, révèle des traits essentiels des structures internes et des modalités de mise en place.

Gisement

Le gisement définit l’organisation générale des ensembles de roches magmatiques. Celles-ci constituent des corps de dimensions très variées, tranchant sur les formations où elles sont encaissées, dans lesquels peuvent s’associer des roches souvent très diverses, mais en relation génétique.

Les roches effusives , c’est-à-dire les roches volcaniques expulsées à la surface, forment des appareils variés (volcans) autour des points d’émission; les laves sont ordinairement associées à des produits de projection (roches pyroclastiques) plus ou moins remaniés. Les coulées issues des appareils émissifs peuvent s’empiler et s’étendre sur de vastes étendues; les coulées sous-marines présentent des structures particulières caractéristiques en coussins (pillow-lavas ). Mais les magmas ont pu ne pas atteindre la surface. Les cheminées d’émission, plus ou moins profondément mises au jour par l’érosion, donnent des necks ou des dykes . Les laccolites correspondent à des accumulations de magma qui ont repoussé les formations encaissantes, sans parvenir en surface.

Les roches plutoniques constituent des batholites ou plutons plus ou moins vastes, à composition assez uniforme ou associant des roches variées dans des structures emboîtées ou juxtaposées. Certains ont des contours mal définis, passant à des migmatites, et pourraient s’être formés à peu près sur place. D’autres sont circonscrits, recoupant ou déformant les formations encaissantes en s’entourant d’une auréole de métamorphisme de contact; ils semblent se présenter schématiquement comme des masses globulaires enracinées suivant des conduits d’alimentation relativement étroits; mais leur forme dépend de la nature de leurs matériaux constitutifs et des rapports avec l’encaissant: aplatie et à toit concave pour les massifs basiques, à dimension verticale plus importante et toit convexe pour les massifs acides, avec des types intermédiaires en entonnoir ou en champignon (J. Pons); cela suggère une montée diapirique, conformément aux modèles expérimentaux de H. Ramberg, liée ou non à la tectogenèse. Des dykes et filons associés remplissent des systèmes de cassures radiales, concentriques ou parallèles. Les lopolites, de dimensions parfois gigantesques (comme le Bushveld en Afrique du Sud), ont une disposition en cuvette et certains auteurs les considèrent comme des astroblèmes, c’est-à-dire comme le résultat de l’impact de météorites.

Association régionale

Enfin, les massifs de roches magmatiques s’associent la plupart du temps régionalement, soit suivant les grandes zones de fracturation de l’écorce terrestre pour les roches volcaniques, soit dans les anciennes zones orogéniques pour les roches plutoniques. Ces associations régionales présentent ordinairement certains caractères minéralogiques et chimiques communs (provinces pétrographiques), les mises en place des divers massifs pouvant s’effectuer pendant des durées géologiques plus ou moins longues.

3. Classification

La classification des roches magmatiques pose des problèmes qui sont en rapport avec leur genèse. En effet, si la systématique conduit à définir de façon univoque des «types pétrographiques» en fonction de caractères distinctifs objectifs et facilement observables, elle doit aussi faire apparaître les liens naturels qui existent entre ces types. La classification repose sur la composition et l’architecture des roches, caractères liés à leurs conditions géologiques de formation; mais ces relations sont complexes et souvent obscurcies par des phénomènes de convergence et par des transformations postérieures.

En fait, ce sont des considérations de gisement, c’est-à-dire de genèse, qui ont imposé la distinction des roches magmatiques, métamorphiques et sédimentaires. Dans les roches magmatiques, c’est encore le gisement qui conduit à séparer les roches plutoniques et les roches volcaniques, mais par l’intermédiaire de la texture, qui reflète les conditions physiques de cristallisation. Dans chacune de ces divisions, la composition détermine la nature des associations minérales. Puisque les roches magmatiques sont essentiellement formées de silicates, c’est la teneur relative en silice qui est déterminante, car elle se traduit, tantôt par la présence de quartz, tantôt par la prédominance des feldspaths, tantôt par l’existence de feldspathoïdes. Les pétrographes sont pratiquement d’accord sur cette division en roches sursaturées, saturées et sous-saturées en silice; mais les divergences apparaissent à propos de la nature des subdivisions et des coupures, nécessairement arbitraires, qui permettent de définir les types pétrographiques à partir des minéraux essentiels. Aussi de nombreux systèmes de classification ont-ils été proposés, sur des bases chimiques, minéralogiques ou mixtes. L’I.U.G.S. (International Union of Geological Sciences) a recommandé une classification qui reprend celle proposée par A. L. Streckeisen en 1967; basée sur des critères minéralogiques quantitatifs (et, à défaut, sur la composition normative), elle tente de faire la synthèse de la plupart des systèmes antérieurs; nous nous bornerons à en exposer le principe (tabl. 2).

Les roches sont réparties en trois divisions – roches plutoniques, volcaniques et hypabyssales (subvolcaniques) – selon les caractères de texture, donc de gisement.

Dans les roches plutoniques et volcaniques, deux grandes classes sont distinguées en fonction de l’indice de coloration M (rapport de la somme des minéraux mafiques à la somme de l’ensemble des minéraux). Dans la classe A, la plus importante (elle concerne les roches contenant des minéraux clairs: roches hololeucocrates, leucocrates, mésocrates et mélanocrates des classifications classiques), l’ordre est défini par la quantité de quartz Q, ou de feldspathoïdes F, dans l’ensemble ramené à 100 des minéraux clairs. Enfin, des groupes sont établis en fonction du «rapport feldspathique» f.r. , rapport entre la quantité de plagioclase P 憐 100 et celle de la totalité des feldspaths (feldspaths alcalins et plagioclases) A + P. À l’intérieur de certains groupes, on peut encore faire des subdivisions selon l’indice de coloration M ou la teneur moyenne en anorthite An du plagioclase (par exemple pour distinguer diorites et gabbros). Une représentation graphique commode est donnée dans deux triangles équilatéraux QAP et FAP ayant en commun la base AP. Quant à la classe B, elle concerne les roches holomélanocrates (pratiquement sans minéraux clairs) et est subdivisée selon les minéraux ferro-magnésiens dominants (olivine, clinopyroxène, orthopyroxène, amphibole) et se situe en dehors du double triangle QAPF.

Les roches hypabyssales (non incluses dans le tableau 2) peuvent être considérées comme des variétés texturales des roches plutoniques (microroches aphyriques ou porphyriques). Mais il existe aussi des roches spéciales, comme les dolérites, les lamprophyres, les aplites, les pegmatites, les albitophyres (principalement spilites), les carbonatites. Des auteurs emploient le terme «cortège» pour définir certaines d’entre elles (lamprophyres, albitophyres, par exemple) qui rassemblent des types pétrographiques se rattachant à des groupes différents de la classification, mais ayant, notamment, un caractère minéralogique commun.

4. Pétrogenèse

Il paraît maintenant indiscutable que les roches magmatiques sont, dans leur ensemble, les produits de la cristallisation de mélanges fondus principalement silicatés, renfermant en solution des éléments volatils et pouvant contenir des cristaux en quantité plus ou moins grande, auxquels on a donné le nom de magmas .

On a reconnu l’existence de liaisons compositionnelles entre les roches d’un même massif ou d’une même province; reportés sur des diagrammes de types divers, les points figuratifs des compositions chimiques se placent, dans l’ensemble, sur des courbes continues caractérisant des lignées ou trends variés; cela conduit à l’idée que toutes ces roches sont les produits de l’évolution d’un magma commun. Ainsi a-t-on été amené à distinguer de grandes séries rassemblant l’ensemble des roches magmatiques qui seraient issues d’un même magma parent: séries alcaline, alumineuse, tholéiitique, calco-alcaline. Deux problèmes fondamentaux sont alors posés: celui des mécanismes grâce auxquels un magma ititial peut donner des roches d’une extrême diversité et celui de l’origine de ces magmas dans le cadre de l’évolution géodynamique; ils font intervenir de nombreux phénomènes, tout particulièrement la cristallisation et la fusion.

Cristallisation

La connaissance des lois physico-chimiques et l’étude expérimentale de mélanges artificiels ou de roches naturelles ont permis d’en comprendre les principes. Dans un magma en équilibre, une phase nouvelle ne peut s’individualiser que si le liquide devient saturé par rapport à celle-ci, à la suite de changements dans les facteurs d’équilibre (température, pression, composition, etc.). Ainsi le refroidissement détermine la formation, successive ou simultanée, de cristaux et la séparation d’une phase gazeuse. Les modalités de la germination et de la croissance des cristaux dépendent de la composition, de la structure et des propriétés du magma, mais aussi de la façon dont varient les différents facteurs, permettant ou non le maintien de l’équilibre; le comportement des cristaux formés joue alors un rôle capital.

Pour se limiter à l’essentiel, deux cas principaux sont à considérer. Lorsque les cristaux qui se forment ont une composition strictement fixée et une fusion congruente, ils sont simplement soustraits au liquide: la cristallisation est eutectique et rien ne peut en changer le résultat. Mais, si les cristaux ont une fusion incongruente ou s’ils constituent des solutions solides, il s’opère nécessairement des réactions entre le liquide et eux, réactions discontinues dans le premier cas et continues dans le second; le déroulement de la cristallisation et le produit final peuvent alors être extrêmement différents suivant que l’équilibre est ou non maintenu, c’est-à-dire que les réactions s’opèrent complètement ou incomplètement.

Or le maintien de l’équilibre n’est généralement pas réalisé étant donné la mobilité des magmas dans une écorce qui se déforme dans un champ de gravité de sorte que, comme l’a montré Bowen dès 1922, les réactions commandent la cristallisation des roches magmatiques (principe de réaction). Lors de celle-ci, des séries réactionnelles (schématisées sur la figure 1) se déroulent simultanément, de façon distincte pour les termes supérieurs, tendant à se confondre pour les termes inférieurs; les unes, discontinues, intéressent les minéraux ferro-magnésiens avec, pour chaque étape, des réactions continues (appauvrissement en Mg au profit de Fe); une autre, continue, est celle des plagioclases (de plus en plus sodiques); la série des feldspaths alcalins apparaît à une température plus basse et est également continue avec généralement enrichissement en Na. À température décroissante, l’évolution ne peut se faire que dans un sens déterminé et il en découle un certain ordre de cristallisation; mais elle n’intéresse presque toujours qu’une partie des séries, ce qui explique les associations classiques de minéraux caractérisant les types les plus répandus de roches magmatiques.

Différenciation

La notion de série réactionnelle éclaire l’évolution générale des magmas. En effet, lorsqu’un liquide n’est plus en équilibre avec ses cristaux, ne réagissant plus avec eux, il se comporte comme un liquide différent: il y a cristallisation fractionnée . Un magma peut ainsi se scinder en fractions chimiquement différentes, chacune d’elles se comportant à son tour comme un magma autonome: c’est la différenciation . Dans une évolution d’ensemble, il y a appauvrissement en Mg et Ca, enrichissement en Si, alcalins et eau; ainsi, à partir d’un magma basaltique, par séparation successive de minéraux, il est possible d’obtenir finalement un magma rhyolitique et des solutions hydrothermales, comme le montre de façon très schématique la figure 2; mais la quantité de liquide résiduel est de plus en plus réduite et on n’observe généralement que des fragments d’une telle évolution.

Ces phénomènes s’opèrent si la cristallisation est trop rapide pour que les minéraux puissent réagir complètement avec le liquide (formation d’auréoles réactionnelles ou de cristaux zonés), mais surtout si les cristaux sont soustraits au liquide par gravité, courants convectifs ou écoulement, ou encore si le liquide est expulsé tandis que les cristaux restent en place lors de déformations tectoniques (action de filtre-presse), etc. En contrepartie, il se fait des accumulations de cristaux, retenant un liquide interstitiel qui évolue indépendamment; il en résulte des roches, auxquelles Wager a donné le nom de cumulats , dont la composition ne correspond plus à celle d’un liquide magmatique.

La cristallisation fractionnée n’est sans doute pas le mécanisme unique de la différenciation et d’autres processus ont été envisagés: transfert gazeux, immiscibilité de liquides, thermo-diffusion, cristallisation oscillatoire, etc.

La différenciation peut s’opérer à des échelles diverses, soit dans les vastes chambres magmatiques qu’on suppose exister en profondeur, soit lors de la montée des magmas, soit dans des réservoirs plus superficiels. Les diverses fractions magmatiques sont en général expulsées séparément lors du volcanisme. En revanche, dans les appareils plutoniques, elles restent associées aux produits cristallisés; la disposition stratifiée acquise dans les réservoirs est plus ou moins profondément perturbée au cours de la mise en place, les différents termes pouvant se recouper en fonction de leur viscosité.

Il subsiste en général entre les diverses roches issues de la différenciation d’un même magma des caractères marquant une communauté d’origine (consanguinité), et cela conduit à la notion de «province pétrographique».

Contamination

La diversité des roches éruptives ne peut cependant pas s’expliquer uniquement par la différenciation; la composition des magmas peut aussi être modifiée par contamination, soit par assimilation (incorporation de formations encaissantes qui passent en solution dans le bain fondu), soit par mélange avec d’autres magmas de nature différente.

L’assimilation obéit au principe des séries réactionnelles: un magma ne peut pas dissoudre les minéraux situés plus haut dans ces séries. Ainsi un magma granitique, saturé par rapport à l’olivine, aux pyroxènes et aux plagioclases calciques, n’est pas capable de dissoudre du basalte; il ne peut que réagir avec lui pour le transformer. En revanche, un magma basaltique peut dissoudre des roches granitiques ou sédimentaires (qui subsistent parfois sous forme d’enclaves dont la composition chimique n’est pas modifiée), et sa composition risque d’être radicalement changée. Par exemple, l’assimilation de sédiments carbonatés par un magma basaltique apporte à celui-ci du magnésium et du calcium qui empruntent de la silice pour former des pyroxènes; le magma devient déficitaire en silice et il peut se former des feldspathoïdes; c’est grâce à des processus de ce type associés à la différenciation que A. Rittmann a interprété la succession des laves du Vésuve.

Lorsqu’un magma reste en contact prolongé avec les matériaux de l’écorce, des échanges de matière sont possibles, par assimilation ou diffusion, amenant notamment un enrichissement en eau qui permet la formation de minéraux hydroxylés. Ainsi pourrait s’interpréter, au moins en partie, l’opposition entre les séries calco-alcalines qui dominent dans la croûte continentale et les séries alcalines et tholéiitiques largement représentées dans les domaines océaniques.

Enfin, les mélanges de magmas sont souvent invoqués. Ils supposent la présence côte à côte de magmas basaltiques d’origine profonde, mantélique, et de magmas beaucoup plus riches en silice, issus du manteau ou de la croûte.

Fusion différentielle

Lorsque les roches sédimentaires sont soumises à des températures croissantes, elles subissent d’abord des transformations métamorphiques, puis une fusion différentielle dont le schéma est l’inverse, dans l’ensemble, de celui de la cristallisation. Cette fusion est sélective: les minéraux qui cristalliseraient les derniers lors d’un processus magmatique (c’est-à-dire les plus bas dans les séries réactionnelles) commencent les premiers à fondre. Le liquide se forme aux limites des grains, où il reste d’abord piégé, et change progressivement de composition; lorsqu’il représente environ 30 p. 100 du volume, il y a un fort abaissement de la viscosité (Van der Molen et Paterson, 1979) qui, avec la diminution de la densité, rend possible une montée diapirique; le liquide est alors susceptible de se séparer plus ou moins de la trame non fondue en constituant un magma indépendant. Il s’agit là d’un phénomène géologique essentiel, l’anatexie , mais qui est soumis à d’importantes limitations.

La fusion des mélanges anhydres de silicates exige des températures très élevées, augmentant avec la pression et par conséquent la profondeur, incompatibles avec ce qu’on connaît des gradients géothermiques. Mais la présence de composants volatils abaisse considérablement les températures de fusion, jusqu’à des valeurs géologiquement vraisemblables: il s’agit en premier lieu de l’eau, mais aussi du fluor, du bore, du chlore, qui en accentuent fortement les effets.

Lorsque l’eau est en excès, les expériences de Winkler ont en effet montré que des roches silico-alumineuses, comme des argiles pélitiques, commencent à fondre au-dessous de 700 0C à 2 kb, en donnant un liquide qui a d’abord la composition d’un granite alcalin, puis peut devenir granitique à granodioritique pour des températures plus élevées, représentant jusqu’à 60 p. 100 en poids de la roche, tandis que les silicates ferro-magnésiens ou calciques restent pratiquement non fondus.

Si l’eau n’est pas en excès, le premier liquide formé est nécessairement saturé en eau; le taux de saturation augmente avec la pression, de sorte que les températures de début de fusion diminuent avec la profondeur. Mais dès que le liquide devient sous-saturé en eau, ces températures augmentent très rapidement, ce qui limite le phénomène: pour une profondeur donnée, la quantité de liquide formé et sa nature dépendent de la température correspondant au gradient géothermique, de la composition minéralogique de la roche initiale, mais aussi de sa teneur en eau et autres éléments volatils.

Origine des roches magmatiques

Les lois de l’évolution magmatique montrent que les roches magmatiques peuvent se former, par des processus variés, à partir de magmas basaltiques ou ultrabasiques; bien que toutes ces roches n’aient pas nécessairement une telle origine, la formation des magmas basaltiques apparaît comme le problème essentiel.

La composition de l’écorce terrestre et les conditions de température-pression qui y règnent excluent totalement que des magmas basaltiques puissent y prendre naissance: ils ne peuvent provenir que du manteau, ce qui est en accord avec la profondeur supérieure à 50 km déterminée pour les réservoirs magmatiques de quelques grands volcans (Kamtchatka, Hawaii) et la présence d’enclaves de péridotites dans de nombreux basaltes et les kimberlites.

Les données géophysiques indiquent que le manteau est cristallin et formé par un matériau péridotitique (péridotite à grenat pour Yoder et Tilley, lherzolite à phase alumineuse pour Kuno et O’Hara, pyrolite pour Ringwood, etc.) comportant des minéraux très réfractaires: olivine, pyroxènes, spinelle, grenat. La fusion partielle (probablement fractionnée) de ce matériau doit commencer dans des conditions eutectiques (à la jonction des principales phases) en produisant un liquide de composition basaltique relativement uniforme quant aux éléments majeurs (mais variable pour les éléments en traces). Les gradients géothermiques admissibles excluent de façon générale la possibilité d’une fusion strictement anhydre; mais l’eau n’existe vraisemblablement qu’en petite quantité, seulement suffisante pour un faible début de fusion abaissant la viscosité dans l’asthénosphère. La génération de liquides basaltiques en quantité notable ne peut donc résulter que d’une diminution de pression liée à la montée diapirique de matériaux mantéliques conservant sensiblement leur température initiale. Dans le concept de la tectonique globale, cette montée se manifesterait normalement dans les zones d’écartement des plaques lithosphériques, comme le montrent la généralité du volcanisme et l’élévation considérable du flux de chaleur dans les dorsales océaniques; pour des centres volcaniques indépendants du mouvement des plaques, comme celui d’Hawaii, on suppose l’existence de «points chauds», où la montée diapirique prendrait son origine à la limite du noyau. Une telle montée quasi adiabatique du matériau mantélique entraîne la fusion partielle à des profondeurs de l’ordre d’une à quelques centaines de kilomètres et favorise la séparation du liquide et de son résidu péridotitique non fondu, puis son rassemblement dans des chambres magmatiques profondes. La composition de ces magmas dépend à la fois de la profondeur, du degré de fusion et aussi de la quantité et des proportions des constituants volatils (principalement H2O et C2). Selon Yoder, les magmas basaltiques alcalins se formeraient à haute pression et en présence de volatils riches en C2, tandis que les magmas tholéiitiques naîtraient sous des pressions plus faibles avec des volatils enrichis en H2O. Ces magmas doivent être initialement de nature éclogitique (leur cristallisation donnerait un assemblage de clinopyroxène et de grenat); c’est seulement à des profondeurs inférieures à une cinquantaine de kilomètres qu’ils deviennent basaltiques, c’est-à-dire que le plagioclase peut se former en déterminant une séparation absolue entre des magmas à déficit (basaltes alcalins) et à excès de silice (basaltes tholéiitiques), dont l’évolution est divergente. Lors de leur montée et de leur séjour dans des chambres magmatiques auxiliaires, ces magmas changent de composition et peuvent se fractionner en magmas différenciés.

Les magmas calco-alcalins, dont les andésites sont les roches caractéristiques et qui dominent dans l’écorce continentale, posent des problèmes supplémentaires. Yoder a montré que les andésites peuvent se former directement à partir du manteau en présence d’un excès d’eau, ce qui était probablement le cas à l’origine avant le dégazage qui aurait produit les océans et l’atmosphère. Pour Ringwood, les magmas calco-alcalins résulteraient de la refusion partielle de l’écorce océanique, formée dans les dorsales et partiellement hydratée, lorsqu’elle s’enfonce dans les zones de Bénioff.

L’évolution des magmas basaltiques, au cours de leur montée et de leur mise en place dans l’écorce, peut conduire à la formation de roches de plus en plus riches en silice et finalement de granites. Cependant, la quantité de liquide résiduel devient de plus en plus faible.

D’autres processus rendent compte du large développement de certains granitoïdes. Dans l’écorce continentale, l’augmentation générale de la température avec la profondeur et l’importance de l’eau retenue dans les anciens sédiments rendent possible l’anatexie dans les régions à fort gradient géothermique, comme les zones orogéniques. Si le degré de fusion partielle est faible, la partie non fondue subsiste en un «paléosome» conservant plus ou moins sa structure antérieure, tandis que le liquide cristallise en un «néosome» granitique, donnant des roches mélangées que Sederholm a appelées migmatites . Pour un degré de fusion plus avancé, il y a montée diapirique et passage à des granitoïdes migmatitiques plus ou moins hétérogènes qui prennent des dispositions en dômes et champignons, dont de remarquables exemples ont été décrits par Haller au Groenland. Cependant, dans les complexes granulitiques profonds, fortement appauvris en eau, ces processus n’aboutissent à la formation de magmas que si des sources supplémentaires de chaleur interviennent, comme des magmas basiques à haute température; ceux-ci peuvent assimiler une certaine quantité de matériau crustal, engendrant des magmas de composition intermédiaire à granitique, et aussi déterminer la naissance de magmas anatectiques granodioritiques à granitiques, avec possibilité de mélanges; ainsi se formeraient des magmas acides de composition variée, suffisamment chauds pour monter et constituer des plutons intrusifs souvent complexes, voire même atteindre la surface dans un volcanisme rhyolitique.

Il apparaît ainsi que des roches d’origines très diverses se trouvent rassemblées sous une même dénomination pétrographique. Certaines ultramafitites représentent très probablement des témoins du matériau mantélique, plus ou moins appauvris en certains éléments, ou des résidus de sa fusion partielle, tandis que d’autres seraient des cumulats formés lors de la cristallisation de magmas basaltiques (ou même ultrabasiques); si ces magmas sont les produits de la fusion partielle d’un manteau sans doute hétérogène, ils diffèrent suivant les conditions géodynamiques dans lesquelles elle s’effectue et leur évolution conduit à une grande variété de roches allant jusqu’aux granitoïdes; mais une grande partie de ceux-ci peut provenir de l’anatexie crustale ou avoir une origine mixte. La seule composition minéralogique, qui ne concerne que les éléments majeurs, ne saurait traduire qu’imparfaitement cette diversité d’origine, car elle découle d’une tendance générale vers l’équilibre thermodynamique, indépendant de l’histoire antérieure. Aussi recherche-t-on d’autres critères, échappant à la classification pétrographique classique, pour effectuer des regroupements en séries de roches ayant une signification génétique. Les uns sont d’ordre géodynamique et dérivent des concepts de la tectonique globale actuelle, qu’on essaye de transposer aux roches plus anciennes; par exemple, la distinction de M.O.R.B. (mid-oceanic ridge basalts ), S.B.Z. (supra-Benioff zones ), O.I.T. (oceanic islands tholeiites ) se réfère respectivement à l’activité ignée aux limites de plaques divergentes ou convergentes, ou aux points chauds. D’autres critères, qu’on cherche à raccorder aux précédents, sont d’ordre géochimique et concernent surtout les teneurs en éléments en trace, principalement en terres rares (R.E.E., rare earth elements ) et les compositions isotopiques (rapports 87Sr86Sr, 143Nd144Nd). Les terres rares, lors de la fusion partielle, tendent à se concentrer dans la fraction liquide, mais leur partition dépend des minéraux en équilibre; leur abondance relative (généralement normalisée par rapport à celle des météorites chondritiques qui représenteraient la matière primitive du système solaire) serait caractéristique des épisodes du fractionnement. En revanche, les rapports isotopiques, considérés comme non modifiés au cours des mêmes épisodes de fractionnement, peuvent apporter des informations sur l’origine des magmas.

Malgré les progrès considérables réalisés ces dernières années, les observations géologiques et pétrographiques, comme les données géochimiques et expérimentales, restent encore insuffisantes devant les problèmes nouveaux qui sont posés. Aussi l’interprétation des roches magmatiques est-elle loin d’être satisfaisante: elle suscite des divergences d’opinion qu’il n’était pas possible de souligner ici, d’autant plus qu’elle repose sur des hypothèses difficilement vérifiables concernant l’origine, l’évolution et l’état actuel du globe.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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