Géologie 11

 

 

Autre exemple de diagramme et lecture

 

 

 

 

 

 

Il existe plusieurs systèmes de classification des roches ignées basés principalement sur les proportions des phases minérales, vitreuses ou amorphes et sur la composition chimique. Le système qui est généralement bien accepté est celui de l'Union internationale des sciences géologiques (Streckeisen,1976). Le système de classification des roches ignées plutoniennes repose sur le principe de l'abondance relative des minéraux courants les plus significatifs tels le quartz, les feldpaths alcalins, les feldspaths calcosodiques ou plagioclases, les feldspathoïdes, l'olivine, les pyroxènes et les amphiboles.

Comme exemple, la figure ci-haut à gauche permet de classifier les roches igneés intrusives dont l'indice de coloration est inférieur à 90%. Il s'agit d'un losange formé de deux triangles juxtaposés. Dans cette figure, les minéraux considérés sont le quartz (Q); le feldspath alcalin (A), qui regroupe le feldspath potassique comme l'orthose, et le feldspath sodique comme le plagioclase de type albite; toutes les variétés de feldspaths calcosodique ou plagioclase (P), sauf l'albite; les feldspathöides (F), comme la néphéline, la sodalite et la leucite.

Selon la présence ou l'absence de quartz, on utilise la partie supérieure ou inférieure du diagramme. Les minéraux des sommets Q, A et P ou F sont recalculés sur une base de 100% et projetés dans le diagramme ci-haut à gauche. À chacun des champs coloré correspond une famille de roches ignées.Les noms particuliers des roches ignées faisant partie de ces familles de roches sont identifiés dans la figure ci-après pour la partie QAP.

 

5.1.6 Classification des roches ignées volcaniques

La classification des roches ignées volcaniques, comme pour les roches ignées plutoniennes, est basée sur les proportions des minéraux comme le quartz (Q), les feldspaths alcalins (A), les feldspaths plagioclases ou calco-sodiques (P), ainsi que les feldspathoïdes (F). Les roches volcaniques sans présence de quartz se retrouvent dans la partie en-dessous de la ligne qui relie (A) et (P). Ces roches contiennent des feldspathoïdes plutôt que du quartz.

La figure de droite identifie les grandes familles de roches ignées volcaniques alors que la figure de gauche spécifie les noms des roches ignées volcaniques faisant partie de chaque famille de roches volcaniques identifiée dans la figure de droite. Vous pouvez alors apprécier comment la classification selon la composition minérale peut être restreinte si on se base sur la figure de gauche.

Comme exemple, les andésites et les basaltes, qui se retrouvent dans la partie médiane droite dans la figure de gauche sont plutôt similaires en se qui concerne leur composition minéralogique. La différence principale entre ces deux roches volcaniques est que les andésites contiennent généralement peu de quartz (5 à 20 %), et pas de feldspathoïdes alors que les basaltes ne contiennent pas de quartz et peu de feldspathoïdes (moins de 10 %). À l'opposé de l'andésite et le basalte se retrouve les rhyolites qui sont riches en quartz (20-60 %), et en feldspaths alcalins tels l'orthose et la microcline.

 

5.1.7 Classification des roches ignées pyroclastiques

Les roches pyroclastiques sont particulières à cause de leur double genèse. Elles sont volcaniques de par l'origine de leurs constituants primaires et elles sont sédimentaires de par leur mode de dépôt.

 

 

La classification des roches pyroclastiques est alors basée sur la granulométrie de ses minéraux et de ses fragments. La granulométrie permet de séparer les pyroclastes en trois catégories; les cendres (ash), qui ont moins de 2 mm de diamètre, les lapillis (entre 2-64 mm) et les bombes ou blocs (plus de 64 mm).

La figure ci-haut indique également la terminologie employée pour désigner les dépôts pyroclastiques consolidés. Parmi ces derniers, on peut distinguer les tufs qui à leur tour, se classent en fonction de la nature de leurs constituants: les tufs vitreux renferment plus de 50% de verre, les tufs à cristaux renferment plus de 50% de cristaux divers et les tufs lithiques qui renferment plus de 50% de fragments de roches.

5.1.8 Structure des roches ignées

La structure d'une roche ignée concerne l'architecture de la roche dans son ensemble et son aspect général. La structure est le plus souvent observable directement sur un affleurement sur le terrain à l'échelle macroscopique. Par contre, la texture d'une roche ignée peut être observée au laboratoire à l'échelle mésoscopique ou microscopique.

La viscosité du magma détermine principalement les structures des roches volcaniques. Cette viscosité varie grandement et dépend de la teneur en silice du liquide: plus celle-ci est élevée, plus la viscosité est forte. Des magmas visqueux comme la rhyolite vont obstruer les conduits ou cheminées des volcans et causer des éruptions très violentes avec l'éjection d'un volume important de matériel pyroclastique et des coulées de laves peu étendues. Les roches pyroclastiques peuvent être massives ou stratiformes lorsqu'elles forment des couches parallèles à la surface.

5.2. Sédimentologie et roches sédimentaires

5.2.1 Les sédiments

 

Ensemble d'éléments déposés par l'eau, le vent, la glace qui proviennent de l'usure des continents, c'est à dire de la destruction de roches ou d'être vivants. La destruction se fait par des mécanismes physiques produisant la fragmentation des matériaux et des réactions chimiques donnant des solutions de lessivage (altération chimique). Les éléments solides sont déplacés sous l'effet de la gravité, souvent par l'intermédiaire d'un fluide transporteur (eau, glace), et sous l'effet des variations de pression atmosphérique qui produisent les vents. Les éléments en solution sont transportés par l'eau.

• une partie des produits de destruction peut s'accumuler momentanément sur place, sans être transportée, et constitue alors une couche d'altération ou éluvion.

• les débris, dans leur majeure partie, sont déplacés puis déposés, généralement dans l'eau, pour former un sédiment détritique (alluvions au sens large). Les éléments en solution qui précipitent, sous avec intervention des êtres vivants, forment un sédiment d'origine chimique ou biochimique.

 

 

Figure 1-1: Origine des roches sédimentaires.

5.2.2 Les roches sédimentaires

Les sédiments, généralement meubles, sont finalement transformés en roches consolidées (lithification). Ces transformations physiques et chimiques sont produites par la charge des sédiments sus-jacents et par la circulation des solutions entre les éléments (eaux interstitielles): c'est la diagénèse. Les aspects de la diagénèse varient selon le type de sédiments.

• sédiments carbonatés: la précipitation de carbonates dans les pores est un phénomène rapide et peut se produire en plusieurs phases successives: la roche présente plusieurs générations de ciments. Des dissolutions locales sont possibles. L'exemple des bouteilles de Coca-Cola cimentées dans les sables calcaires des îles Bahamas a fait le tour du monde géologique.

Figure 1.2: Diagénèse des roches carbonatées.

• sédiments siliceux: c'est d'abord la compaction qui intervient et diminue les espaces vides entre les éléments et corrélativement augmente les zones de contact. Les solutions interstitielles dissolvent certains constituants (silice, carbonates...) et se concentrent. Elles déposent de nouveaux minéraux entre les grains (ciments argileux, siliceux, carbonaté...) oubien sur les grains qui augmentent de taille: ce nourissage est souvent de même nature chimique que le grain et de même orientation cristalline. Sous l'effet de l'acroissement de la température et de la pression en profondeur, certains minéraux se transforment. Ils recristallisent d'abord suivant un réseau plus régulier: c'est le cas de l'agradation des minéraux argileux. A plus grande profondeur, les espèces cristallines sont modifiées: c'est le niveau de l'anchizone, début du métamorphisme. L'enfouissement se traduit généralement par une diminution de la porosité, par rapprochement des grains et colmatage des pores par le ciment: ces modifications de porosité prennent une grande importance dans la recherche des réservoirs potentiels en hydrocarbures.

Fig 1.3 Diagenèse des roches détritiques siliceuses

• sédiments argileux: les minéraux argileux recristallisent, le sédiment perd sa plasticité et devient compact; s'il reste lité, c'est une shale.

5.2.3 Composition chimique et minéralogique

Les éléments chimiques des roches sédimentaires proviennent de la lithosphère continentale et de l'atmosphère; les êtres vivants de la biosphère peuvent intervenir comme intermédiaires en concentrant ou libérant certains éléments (oxygène, CO2, calcium...). Il s'agit essentiellement d'éléments légers avec prédominance du silicium, calcium, oxygène, dioxyde de carbone. Les combinaisons minéralogiques consistent surtout en silicates et accessoirement carbonates.

 

 

Figure 1-4: Mouvement de matière au niveau de l'écorce

 

roches magmatiques____________ roches sédimentaires

 

SiO2 .....59,14 .............................57,95

TiO2 .......1,05 ...............................0,57

Al2O3 ...15,34 .............................13,39

Fe2O3 .....3,08 ..............................3,47

FeO .........3,80 ..............................2,08

MgO ........3,49.............................. 2,65

CaO .........5,08 ..............................5,89

Na2O .......3,84 ..............................1,13

K2O .........3,13 ..............................2,86

H2O ..........1,15 .............................3,23

P2O5 .........0,30 .............................0,13

CO2 ..........0,10 ..............................5,38

SO3 ...........0,54..........................

BaO ............0,06

C ................................................... .0,66

TOTAL ......99,56 ............................99,93

 

Figure 1-5: Principaux éléments chimiques des roches sédimentaires

On remarque dans ce tableau synthétique que la teneur des éléments chimiques dans les roches sédimentaires est généralement voisine ou inférieure à celle des roches magmatiques, sauf pour le CO2, l'eau et le Fe2O3 qui représentent l'apport de l'atmosphère et de la biosphère.

 

 

 

Figure 1-6: Composition des principaux groupes de roches sédimentaires. La zone inférieure blanche correspond à des compositions rares ou inconnues.

 

5.2.4 Milieux de dépôt

Les éléments destinés à former un sédiment sont d'abord généralement transportés à l'état solide ou en solution. Ils se déposent ou précipitent ensuite dans un milieu de sédimentation. Un milieu de sédimentation est une unité géomorphologique de taille et de forme déterminée où règne un ensemble de facteurs physiques, chimiques et biologiques suffisamment constants pour

former un dépôt caractéristique; exemples: milieu lacustre, milieu deltaïque. Cette définition reste vague quant à la taille d'un milieu: on parle souvent de milieu continental, mais celui-ci comprend les milieux torrentiels, fluviatiles, lacustres...A l'opposé, différents milieux peuvent être regroupés en unités spatialement plus grandes: un bassin sédimentaire regroupe les différents milieux d'une même entité géographique dont les sédiments ont des caractères communs (origine, âge...) Un exemple est fourni par le fossé actuel du Rhin qui regroupe les milieux des pente des Vosges, de la Forêt Noire et ceux des plaines Bade et d'Alsace. Le point fondamental à retenir, c'est la notion de dépôt caractéristique d'un milieu. Ainsi, le géologue pourra reconstituer les conditions ayant régné dans un milieu ancien à l'aide des caractéristiques de ses dépôts: la reconnaissance et la répartition des milieux anciens de sédimentation constituent une des bases de la paléogéographie . Les dépôt ne sont qu'en transit dans les milieux continentaux du fait de l'action de la gravité. Tôt ou tard, ils sont repris et transportés finalement jusqu'au point le plus bas, la mer. Les milieux sédimentaires continentaux sont locaux et transitoires par rapport aux milieux marins qui fournissent la majeure partie des roches sédimentaires.

 

5.2.5 Principaux types de roches sédimentaires

 

Les roches sédimentaires sont de composition chimique et minéralogique variée; elles sont souvent faites de mélanges. Leur origine est souvent multiple. Il est ainsi difficile de proposer une classification satisfaisante .

D'après leur origine, on distingue:

* les roches détritiques provenant de la destruction de roches, ou d'organismes: cailloutis, sables, sables coquiliers et leur correspondants indurés, les conglomérats, grès et grès coquiliers.

* les roches chimiques issues de la précipitation des corps dissous dans l'eau: sel gemme, potasse, tufs calcaires, silex...

* les roches biochimiques provenant de l'activité synthétique des organismes: charbons, travertins... En fait, de nombreuses roches ont des origines mixtes: une accumulation de coquilles peut être considérées d'origine biochimique, puisque ce sont les animaux qui ont sécrété leur coquille, et d'origine détritique si ces coquilles sont brisées. Il est également délicat de faire la part des activités algaires ou bactériennes dans les précipitations chimiques.

D'après la composition chimique, on distingue:

* les roches siliceuses (silice)

* les roches argileuses (phyllosilicates d'aluminium)

* les roches carbonatées (carbonates de calcium et magnésium)

* les roches phosphatées (phosphates de calcium)

* les roches carbonées (carbone et hydrocarbures)

* les roches salines (chlorures, sulfates de Ca, Na, K)

* les roches ferrifères (oxydes, hydroxydes de fer)

• Dans cette classification, les roches faites d'un mélange de constituants chimiques pourront être rangées dans plusieurs catégories: par exemple, les marnes (argile + calcaire), les brèches polygéniques (éléments de divers types pétrographiques), le loess (dépôt éolien formé de quartz, d'argile et de calcaire)...

La sédimentation continentale est essentiellement constituée par des accumulations détritiques. Les sédiments d'origine chimique ne se trouvent guère que dans les lacs, marécages et sebkhas. Les sédiments et les roches correspondantes sont consignés dans le tableau ci-dessous.

agent de transport

et milieu de dépôt............................sédiment ......................................roche _____________________________________________________________________

GRAVITE SEULE ......................EBOULIS ...................................BRECHE

GRAVITE+EAU ........................COULEE BOUEUSE ..................BRECHE

TORRENT ................................GALETS .....................................POUDINGUE

RIVIERE ...................................SABLES ......................................GRES

LIMONS .....................................PELITE

(TUF CALCAIRE)...................... (TUF CALCAIRE)

LAC et .....................................--idem-- .......................................--idem--

MARECAGE ...........................SABLE et BOUE carbonaté...........TUF CALCAIRE

...TRAVERTIN

GLACE ....................................MORAINE ...................................TILLITE (=brèche)

VENT ......................................SABLE ..........................................GRES

POUSSIERE ................................SILTITE, LOESS

 

Selon l'origine et la composition des roches sédimentaires on peut établir un classement assez précis.

5.2.6 Roches détritiques

• Rudites : Ces roches possèdent une majorité de particules dont le diamètre est supérieur à 2 mm

o roches meubles : Les particules ne sont pas soudées. Ce sont les blocs (>20 cm), les cailloux (>2 cm), et les graviers (> 2 mm).

o roches consolidées : Les particules sont soudées par un ciment. Ce sont les brèches (éléments anguleux) et les poudingues (éléments arrondis)

• Arénites : Grains, minéraux compris entre 50 mm et 2 mm

o roches meubles : Ce sont les sables (de quartz, feldspath, muscovite, calcite, glauconie,... )

o roches consolidées : Ce sont les grès, c'est à dire des sables dont les grains se sont cimentés. Cette cimentation a pu être provoqué lors de la pédogenèse sous l'action de l'humus, ou en raison des fluctuations du niveau de la nappe phréatique qui favorise la précipitation du quartz ou encore à cause d'apports ioniques extérieurs.

 Les arkoses, grès grossiers (Grains anguleux, feldspath >20 %)

 Les Grauwackes, grès sombres à ciment argileux (origine marine ou orogénique)

 Les molasses, grès mixtes à calcite, quartz et tests (origine lacustre ou littorale)

 Les grès micacés, siliceux, calcaires

 les quartzites

Les intraclastes sont des grains anguleux, les pellets des grains arrondis.

• Pélites ou lutites : Essentiellement siliceuses, les grains font moins de 50 mm

Les minéraux sont généralement des argiles, des micas, des quartz, de la calcite, des tests

Le ciment est souvent de la calcite.

On distingue les pélites, les loess (argile + calcite + quartz), les marnes.

Roches chimiques et biochimiques

Les roches chimiques ne sont formées que par des dépôts minéralogiques indépendant de l'action d'êtres vivants contrairement aux roches biochimiques.

Roches d'origines chimiques

• Les roches carbonatées

o continentales : ce sont les dépôts formés généralement par précipitation à la suite d'une diminution de la pression de CO2, d'une augmentation de la concentration en Carbonate de calcium ou encore quand la température s'élève. Cela aboutit à la formation des stalactites et stalagmites ainsi que des tufs et travertins (dépôts de source pétrifiantes). Il ne faut pas oublier les calcaires lacustres.

o marines : ce sont

 les calcaires oolithiques (petites concrétions qui se forment dans les mers agitées et chaudes),

 les calcaires marneux et les marnes (mélanges plus ou moins important d'argile et de calcaire. Un apport détritique peut intervenir dans leur formation). Indiquent généralement un milieu de formation peu profond.

 Les dolomies, I (MgCa)2CO3 ou II (la majorité des dolomies est secondaire à calcite, aragonite et giobertite). La dolomitisation peut se faire pendant la diagenèse, dans ce cas c'est la giobertite (MgCO3) qui remplit les pores du ciment. Après la diagenèse, c'est lors de la rencontre entre eaux intersticielles différentes (lagune, eau douce) que se produisent les remplissages, mais surtout un échange de Ca avec Mg qui donne les dolomies II (les structures deviennent peu visible).

Les sparites correspondent à un ciment grossier tandis que les micrites correspondent à un ciment fin.

• Les roches siliceuses :

Glauconite, tripoli, silex, meulières diagénétiques

• Les évaporites : roches salines provenant d'un lessivage continental ou d'une évaporation lagunaire.

Gypse (Température inférieure à 20°C) ou anhydrite (> à 20°C)

Sel gemme

Roches biochimiques

Elles sont formées par accumulation de squelettes, de tests ou de constructions d'êtres vivants :

• Calcaires d'accumulation (craies à coccolithes, à foraminifères, à entroques, coquilliers)

• Calcaires construits ou récifaux : Ils sont formés par l'accumulation, quasiment sur place, des squelettes des organismes constituants les récifs coralliens.

• Roches siliceuses :

radiolarites (eaux tempérées)

spongolites (spicules d'éponges)

diatomites (eaux froides)

5.3 Le métamorphisme

Métamorphisme

Nous employons le terme métamorphisme pour décrire tous les changements dans les associations des minéraux et textures des roches qui se déroulent suite à des changements de la température et de la pression. Le métamorphisme implique des changements de l'état solide par des réactions et un transfert d'ions entre minéraux. Lorsque les plaques lithosphériques se déplacent, les roches sont comprimées, étirées, chauffées et changées. Les roches métamorphiques préservent l'histoire de tous les événements qui se sont déroulés dans la croûte, même si une roche a subi plusieurs événements métamorphiques.

 

Limites de métamorphisme

Le domaine du métamorphisme s'étend entre la diagenèse et la fusion partielle d'une roche (voir figure 8.7). Sa limite inférieure est donc environ à 200 °C et 3 kilobars. La limite supérieure dépend de la composition de la roche préexistante et de la teneur en H2O. La plupart des roches de la croûte contiennent un peu d'eau et la limite supérieure est donc fonction du début de fusion partielle des roches saturées en eau. Par exemple, un granite saturé en H2O peut commencer à fondre à 600 °C et 5 kilobars tandis qu'un basalte saturé en H2O ne fondra qu'à 850-900 °C.

Ces températures élevées chevauchent le domaine du magmatisme (voir figure 8.7). On emploie les termes degré faible, intermédiaire et élevé pour indiquer l'augmentation progressive de la température et de la pression. On appelle migmatite, une roche faite d'un composant igné (liquide formé par fusion partielle) et un composant métamorphique (solides restant après fusion partielle). Lorsque des volumes importants de magma sont produits par fusion partielle, ils montent (vers le haut) et sont mis en place dans les roches métamorphiques. En résultat, on observe souvent l'association de batholites granitiques et de terrains métamorphiques.

 

 

 

 

Régions de température et de pression (profondeur) du métamorphisme dans la Terre. Aux basses températures et pressions, les changements sont dus à la diagenèse. Aux hautes températures et pressions, les domaines du métamorphisme et du magmatisme se chevauchent endépendant de la quantité d'H2O présente (à partir de Skinner et Porter, 1995).

 

Variables du métamorphisme

Le métamorphisme, c'est un peu comme faire de la cuisine - il dépend des ingrédients et des conditions. La composition chimique d'une roche (ingrédient essentiel) qui subit un métamorphisme contrôle l'association de minéraux qui en résulte. Les conditions les plus importantes sont bien sûr la température et la pression, mais il existe d'autres variables qui sont également importantes:

- fluides

- contrainte

-temps

FLUIDES

On appelle pores, les vides entre les grains dans une roche sédimentaire et les petites fractures dans les roches ignées et métamorphiques. Les pores sont toujours remplis d'un fluide de composition:

H2O - CO2 ± SO4, NaCl

Ce fluide intergranulaire se révèle extrêmement important pour les processus métamorphiques parce qu'il peut transporter des composants dissous (en solution) et de la chaleur et il augmente radicalement la vitesse des réactions entre minéraux. Le métamorphisme d'une roche qui ne contient pas de fluide produit très peu de réactions. La croissance de nouveaux minéraux implique que des atomes doivent se déplacer par diffusion dans les minéraux solides, mais la diffusion dans les solides est un processus extrêmement lent. Si un fluide intergranulaire est introduit, la diffusion des atomes est facilitée par la présence du fluide, les processus de croissance et de réaction vont beaucoup plus vite et une roche peut alors montrer des effets importants de métamorphisme.

Dès que la pression augmente suite à l'enfouissement d'une roche, les pores et les fluides diminuent. Dès que la température augmente, les minéraux hydratés (amphiboles, micas) recristallisent en minéraux anhydres (pyroxènes) et un fluide est libéré qui s'échappe de la roche métamorphique. Les roches d'un degré élevé de métamorphisme sont donc relativement pauvres en minéraux hydratés et fluides.

 

CONTRAINTE

La déformation de roches est presque toujours associée au métamorphisme. Les roches étant solides, elles peuvent être déformées préférentiellement dans une direction plutôt qu'une autre. On appelle contrainte orientée, la différence de pression suivant les directions (voir figure 8.8). Les roches ignées cristallisent à partir de liquides et leurs textures sont uniformes - la contrainte ou la pression est égale dans toutes les directions. Les roches métamorphiques enregistrent souvent les effets d'une contrainte orientée à cause de déformations liées aux mouvements des plaques lithosphériques.

 

 

 

Figure 8.8

Comparaison d'une contrainte uniforme (a.) et d'une contrainte orientée (b.) dans la structure d'une roche. Une contrainte orientée provoque la formation d'une structure planaire marquée par l'orientation des minéraux feuilletés (à partir de Skinner et Porter, 1995).

On reconnaît souvent les effets d'une contrainte orientée par la disposition de silicates feuilletés (micas, chlorites) qui sont composés des feuilles de tétraèdres de silice [Si2O5]n2n- (voir chapitre 5 et figures 5.10 à 5.12). Ces minéraux s'allongent parallèlement à la direction de contrainte la plus faible.

TEMPS

Les réactions chimiques impliquent des changements d'énergie. Deux composants réagiront lorsqu'un niveau inférieur d'énergie est atteint. Une réaction s'arrête au niveau d'énergie le plus bas et on dit qu'un état d'équilibre est atteint. La plupart des réactions métamorphiques exigent des millions d'années afin d'être complètes. En laboratoire, on peut montrer que les hautes températures et pressions et les temps de réaction importants produisent de gros grains. Nous concluons donc que les roches métamorphiques à gros grains sont les produits de conditions métamorphiques durant beaucoup plus longtemps, probablement plusieurs millions d'années.

Réponses Métamorphiques

Il existe deux réactions importantes dans une roche métamorphique lorsque la température et la pression changent:

structurelle

minéralogique

Réponses structurelles

La plupart des roches métamorphiques sont produites dans un champ de contrainte orientée. Dès que le métamorphisme débute, les minéraux feuilletés commencent à croître. Ils s'allongent perpendiculairement à la direction de la contrainte maximale et produisent une structure planaire appelée foliation. Les trois types majeurs de foliation dans les roches métamorphiques sont:

1. clivage ardoisier - caractéristique d'un faible degré de métamorphisme dans les roches métasédimentaires. La contrainte est due au poids des roches au-dessus et la roche se casse en feuilles parallèles le long du clivage ardoisier.

2. schistosité - caractéristique d'un métamorphisme de degré intermédiaire et élevé dans les roches métasédimentaires et les métabasaltes. Les minéraux métamorphiques sont visibles à l'oeil nu et la foliation n'est pas strictement planaire, mais sinueuse.

3. gneissosité - caractéristique d'un degré élevé de métamorphisme dans les roches métasédimentaires et les métagranites. Les minéraux majeurs se trouvent dans les couches séparées (quartz/feldspath vs. biotite).

Réponses minéralogiques

L'association des minéraux change progressivement pendant le métamorphisme d'une roche. Chaque association témoigne de la température et de la pression de formation. Certains minéraux sont typiquement métamorphiques comme les polymorphes d'aluminosilicate que nous avons vus dans le chapitre 6 (voir figure 6.3). Dans la figure 8.9 ci-dessous, on observe que l'association de minéraux dans un shale change progressivement avec l'augmentation de la température et de la pression. Les minéraux dans une roche métamorphique réagissent entre eux en produisant une nouvelle association de minéraux. Les minéraux de hautes températures et pressions sont anhydres (pas d'H2O). Cela veut dire que le métamorphisme implique la perte d'eau.

 

 

Changements dans l'association de minéraux dans un shale pendant son métamorphisme. Le disthène et la sillimanite sont des polymorphes (Al2SiO5) qui ne se trouvent que dans les roches métamorphiques. La chlorite est un silicate hydraté qui contient du Fe, Mg et Al et le grenat est un silicate anhydre qui contient du Ca, Mg, Fe et Al (à partir de Skinner et Porter, 1995).

 

Roches Métamorphiques

Les noms des roches métamorphiques sont basés sur les textures et les associations de minéraux et ils dépendent fortement de la composition de départ (shale, calcaire, basalte, ...). Nous pouvons considérer brièvement le métamorphisme de trois des groupes majeurs de roches:

shales et argilites

basaltes

calcaires et grès

Métamorphisme de shale et d'argilite

Ardoise: le produit d'un degré faible de métamorphisme d'un shale et d'une argilite (à grain très fin).

minéraux: quartz, minéraux argileux, feldspath

structure: clivage ardoisier

Phyllite: le produit d'un degré intermédiaire de métamorphisme d'un shale et d'une argilite (à grain fin).

minéraux: quartz, feldspaths, micas, disthène

structure: forte foliation - orientation de micas

Schiste: le produit d'un degré de métamorphisme intermédiaire à élevé d'un shale et d'une argilite (à gros grain).

minéraux: quartz, plagioclase, biotite, grenat, sillimanite

structure: forte foliation - schistosité

Gneiss: le produit de la ségrégation de minéraux dans le métamorphisme de degré élevé - couches riches en biotites séparées par des couches riches en plagioclase et quartz.

minéraux: les mêmes que dans un schiste + feldspath alcalin

structure: forte foliation - gneissosité

Métamorphisme de basalte

Schiste-Vert: le produit de métamorphisme d'un degré faible d'un basalte (plagioclase + olivine + pyroxène) + H2O.

minéraux: plagioclase, chlorite, épidote (la chlorite donne la couleur verte).

structure: forte foliation - orientation de chlorite

Amphibolite: le produit de métamorphisme d'un degré intermédiaire d'un basalte (l'amphibole remplace la chlorite).

minéraux: plagioclase, amphibole (± grenat)

structure: faible foliation (pas de micas ou chlorite)

Granulite: le produit de métamorphisme d'un degré élevé d'un basalte (le pyroxène remplace l'amphibole).

minéraux: plagioclase, pyroxène (±grenat)

structure: très faible foliation

Métamorphisme de calcaire et de grès

Un marbre est le produit du métamorphisme d'un calcaire et un quartzite est formé par le métamorphisme d'un grès.

Types de Métamorphisme

Les variations en température, pression et/ou contrainte induisent les changements métamorphiques dans une roche selon deux processus majeurs - déformation mécanique et recristallisation chimique. La recristallisation chimique est simplement la formation de nouveaux minéraux à partir des réactions dans une association de minéraux. La déformation mécanique inclut tous les processus dans le développement de foliation. Les quatre types majeurs de métamorphisme reflètent les niveaux différents d'importance de ces deux processus:

métamorphisme cataclastique

métamorphisme de contact

métamorphisme d'enfouissement

métamorphisme régional

 

Métamorphisme cataclastique

Un métamorphisme cataclastique implique la déformation mécanique d'une roche sans recristallisation chimique. Les minéraux dans une roche cataclastique sont cassés en fragments par une contrainte de cisaillement importante - la taille des grains diminue radicalement. On l'associe à des failles qui représentent des cassures de terrain avec déplacement. Ce type de métamorphisme est donc très localisé, limité dans l'espace.

 

Métamorphisme de contact

Le métamorphisme de contact se déroule sur les bords des intrusions de magma (voir figure 8.10). Ce type de métamorphisme entraîne la recristallisation chimique de roches encaissantes (beaucoup de réactions entre minéraux) avec très peu de déformation. La mise en place d'un magma dans la croûte implique un déséquilibre thermique - par exemple, dans la figure 8.10, le magma granitique a une température de départ de 700 °C et les roches encaissantes de 300 °C (température ambiante). Il y aura donc un transfert de chaleur entre l'intrusion et les roches sédimentaires qui l'entourent. L'augmentation de température près de l'intrusion donne des réactions et la croissance de nouveaux minéraux (notez que les deux nouveaux minéraux métamorphiques dans la zone de température maximale, grenat et pyroxène, sont anhydres).

 

 

Métamorphisme de contact entourant une intrusion de granite. Les calcaires et les shales dans l'auréole métamorphique ont été métamorphisés par le transfert de chaleur et de fluide associé à la mise en place du granite. Les lignes tiretées représentent des isothermes et la gamme de température varie entre 700 °C (magma granitique) et 300 °C (température ambiante des roches encaissantes) (à partir de Skinner et Porter, 1995).

On appelle auréole métamorphique, l'enveloppe de roches métamorphisées qui entourent une intrusion (voir figure 8.10). L'épaisseur d'une auréole dépend fortement de l'abondance d'H2O dans les roches encaissantes et dans le magma parce que l'eau est un agent de transport de chaleur très efficace. Les roches métamorphiques dans ces auréoles sont typiquement à grain fin (le temps n'est pas une variable importante pendant un métamorphisme de contact): on les appelle cornéennes.

 

Métamorphisme d'enfouissement

Lorsque les sédiments sont enfouis dans un bassin sédimentaire, les températures peuvent atteindre 300 °C ou plus pendant que la contrainte reste homogène et uniforme. Un métamorphisme d'enfouissement implique donc une importante recristallisation chimique - la structure des sédiments est peu changée. L'eau dans les pores des sédiments aide les réactions chimiques et la croissance des minéraux.

Les zéolites sont la famille de minéraux qui caractérisent les conditions d'un métamorphisme d'enfouissement. Ces minéraux sont hautement polymérisés et nous pouvons les représenter simplement comme:

feldspath + H2O = zéolite

Le métamorphisme d'enfouissement suit la diagenèse et précède le métamorphisme régional.

 

Métamorphisme régional

Le métamorphisme régional est le type de métamorphisme le plus important parce que ses effets peuvent être évidents sur une superficie de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres carrés. Ce métamorphisme entraîne les deux processus majeurs, la déformation mécanique et la recristallisation chimique - les roches sont toujours bien foliées.

Les chaînes de montagnes comme les Alpes, les Andes ou les Himalayas représentent les endroits de métamorphisme régional. La subduction ou la collision entre deux plaques lithosphériques résulte en la déformation et le chauffage d'un terrain constituant le métamorphisme régional. Considérons un continent qui subit une compression horizontale (voir figure 8.11). La croûte continentale (riche en feldspaths et quartz) est déformée, pliée et épaissie. Le bas de la croûte est déplacé à des profondeurs importantes pour maintenir un équilibre au poids et la température et la pression augmentent - les nouveaux minéraux métamorphiques commencent à croître et une foliation apparaît dans les roches.

Les isothermes sont également déplacées parce que la croûte sous les montagnes est plus épaisse (voir figure 8.11). Ainsi, en-dessous de la croûte continentale, les températures peuvent atteindre 600 à 700 °C. La croûte commence donc à fondre en créant des magmas granitiques qui montent. A la fin du métamorphisme régional, et après plusieurs millions d'années d'érosion, on voit au coeur des chaînes de montagnes les batholites et les roches métamorphiques déformées.

 

 

Coupe montrant les changements dans la croûte continentale dans une chaîne de montagnes formée par compression. Notez que la croûte devient épaisse, les isothermes sont élevées et les magmas granitiques se forment en profondeur (à partir de Skinner et Porter, 1995).

 

Faciès Métamorphiques

Les changements produits par le métamorphisme jouent sur l'association de minéraux - les compositions chimiques totales de roches sont très peu changées par le métamorphisme, sauf l'addition ou la soustraction d'H2O ou de CO2. L'association de minéraux dans une roche métamorphique est déterminée par les conditions de température et de pression du métamorphisme. On appelle faciès de métamorphisme, la gamme de conditions qui fait qu'une association de minéraux pour une roche donnée atteignant un état d'équilibre pendant un métamorphisme appartient au même faciès.

Les faciès métamorphiques principaux sont montrés dans la figure 8.12 en fonction de la température et de la pression à l'intérieur de la Terre:

 

 

Faciès métamorphiques en fonction de la température et de la profondeur (pression). La courbe C est un géotherme typique de la mise en place d'un granite qui cause un métamorphisme de contact. La courbe B est un géotherme typique d'un continent stable et la courbe A est typique d'une zone de subduction. Notez la position du domaine de diagenèse et le début de fusion d'un granite saturé en H2O (à partir de Skinner et Porter, 1995).

Les minéraux caractéristiques des différents faciès métamorphiques pendant le métamorphisme d'un basalte et d'un shale sont notés ci-dessous dans la table

 

 

 

 

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Métamorphisme et Tectonique

La distribution des zones de métamorphisme des roches est liée à la tectonique des plaques. Le métamorphisme régional peut se dérouler à la limite de subduction d'une plaque océanique (voir figure 8.13). Dans ce cadre de subduction, le métamorphisme d'enfouissement se déroule dans les parties inférieures des empilements épais de sédiment s'accumulés sur les plateaux et talus continentaux.

Les températures et les pressions caractéristiques des faciès de métamorphisme schiste-bleu et éclogite sont atteintes lorsque la plaque océanique descend dans une zone de subduction - la pression augmente plus rapidement que la température (voir courbe A dans la figure 8.12). Les conditions métamorphiques caractéristiques des faciès métamorphiques schiste-vert et amphibolite se déroulent dans les zones où la croûte est épaissie par la collision des continents ou chauffée par la montée des magmas.

 

Diagramme montrant une marge tectonique convergente, zone de subduction, et les zones associées de métamorphisme. Les lignes tiretées indiquent les isothermes (à partir de Skinner et Porter, 1995).

Résumé

 

1. Les sédiments sont transportés par les fleuves, les glaciers, le vent, la gravité et les courants vers les océans. Le dépôt de sédiments donne lieu à une stratification, trait essentiel des sédiments et marquée par l'arrangement de particules sédimentaires en couches (strates ou lits). Après son dépôt, un sédiment subit la compaction, la cimentation et la recristallisation (diagenèse) ce qui le transforme en roche sédimentaire.

2. Un sédiment détritique terrigène consiste en fragments de roches et minéraux dérivés à partir de l'altération et de l'érosion d'une roche préexistante (ignée, métamorphique ou sédimentaire). Un sédiment chimique est produit par la précipitation des substances en solution. Un sédiment biogénique est composé de fragments de restes d'organismes vivants.

3. Le pétrole et le gaz naturel sont composés de matière organique déposée au fonds des océans et puis décomposée. Le charbon est composé de matière organique des plantes des marais enfouies et décomposées.

4. Les roches sédimentaires détritiques terrigènes sont classées selon la taille de leurs grains - un conglomérat, un grès, un shale et une argile représentent la transformation en roches de gravier, sable, silt et argile respectivement.

5. Le calcaire est une roche sédimentaire biogénique très répandue formée dans les milieux marins relativement chauds. Les calcaires présentent un stockage important de CO2 dans la croûte terrestre.

6. Un ensemble de strates peut être caractérisé par plusieurs faciès, chacun déterminé par un milieu de dépôt différent - les limites entre les faciès peuvent être nettes ou progressives.

7. Les plateaux continentaux présentent le réservoir le plus important de sédiments. Les sédiments sont aussi déposés sur les continents dans les milieux non marins avant d'être transportés sur les plateaux. Les courants de turbidité (mélange dense d'eau et de sédiments) traversent les talus continentaux et déposent les turbidites en profondeur sur les glacis continentaux. Un pourcentage relativement faible de sédiments à très fin grain atteint les océans profonds. Les sédiments des océans profonds sont composés de boues et de vases calcaires ou siliceuses.

8. Le métamorphisme entraîne des changements dans les associations de minéraux et dans structures des roches à l'état solide. Ces changements sont fonction des variations de la température et de la pression de métamorphisme, et sont favorisés par la présence d'eau intergranulaire. Les deux processus les plus importants sont la recristallisation chimique et la déformation mécanique. Les réactions métamorphiques peuvent se dérouler sur plusieurs millions d'années.

9. Une foliation comme le clivage ardoisier ou la schistosité est produite par la croissance parallèle de minéraux métamorphiques, surtout les silicates feuilletés comme les micas et la chlorite, dans un état de contrainte orientée.

10. Les quatre types importants de métamorphisme - cataclastique, de contact, d'enfouissement et régional - impliquent différentes interactions entre la recristallisation chimique et la déformation mécanique. Le métamorphisme régional est le plus important et résulte de la tectonique des plaques. Ce type de métamorphisme est produit le long des zones de subduction et des zones de collision entre deux plaques lithosphériques.

11. Les roches de même composition qui subissent les mêmes conditions de métamorphisme réagissent pour former les mêmes associations de minéraux. Chaque association de minéraux définit un faciès métamorphique et chaque faciès se forme sous une gamme spécifique de températures et de pressions.

 

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Date de dernière mise à jour : 05/10/2012