Géologie 9

  

4 Les grands types de roches selon leurs origines

 

4.1 Généralités

 

Trois grands types de roches forment la croûte terrestre. Le schéma qui suit présente, en un coup d'oeil, ces trois grands types, ainsi que les processus qui conduisent à leur formation. Ainsi présenté, il véhicule l'idée de la cyclicité des processus.

 

  

 

 

1)Le magma est à l'origine de la formation de la croûte terrestre, d'abord au niveau des dorsales océaniques, puis, par addition à la croûte déjà présente, aux niveaux des points chauds et des zones de subduction/abduction. Il constitue donc le coeur de ce diagramme; il en est le point de départ et le point d'arrivée du cycle. La première phase du cycle est constituée par la cristallisation du magma, un processus qui conduit à la formation d'un cortège de minéraux silicatés. C'est ce premier processus de cristallisation qui forme les roches ignées ( magmatiques ), ainsi appelées pour faire image : les roches qui viennent du feu de la terre !

2)Lorsqu'elles sont amenées à la surface du globe par les processus dynamiques de la tectonique des plaques, lors de la formation de chaînes de montagnes par exemple, et qu'elles sont exposées aux intempéries de la surface, les roches ignées s'altèrent et se désagrègent en particules de taille variées. L'érosion par l'eau, la glace et le vent transportent les particules pour former un dépôt meuble, un sédiment (graviers, sables, boues). Puis ce sédiment se transforme progressivement en roche qui évidemment s'appelle une roche sédimentaire, littéralement une roche déposée. Cette transformation se fait selon un ensemble de processus qu'on appelle la diagenèse, le principal processus étant la cimentation des particules entre elles.

2) Dans les chaînes de montagnes, une portion du matériel sédimentaire est enfouie sous des conditions de températures et de pressions très élevées; les roches sédimentaires se transforment alors en roches métamorphiques, littéralement des roches ayant acquis une autre forme. Ce processus de transformation sous l'effet de températures et de pressions élevées est le métamorphisme. Comme les roches sédimentaires, les roches ignées peuvent aussi être soumises aux processus du métamorphisme et produire des roches métamorphiques. Il y a des façons autres que l'enfouissement aux racines des chaînes de montagnes pour former des roches métamorphiques, comme par exemple la cuisson au contact d'une masse intrusive chaude.

Il n'y a pas que les particules provenant de l'érosion des roches ignées qui forment les sédiments; l'érosion des roches métamorphiques et des roches sédimentaires produira aussi des sédiments et éventuellement des roches sédimentaires.

Le retour au magma (flèches violettes) boucle le cycle : au niveau des zones de subduction/abduction, il y a enfoncement dans l'asthénosphère de plaque lithospérique océanique, soit de roches ignées, avec des quantités mineures de sédiments, de roches sédimentaires et/ou de roches métamorphiques. Une partie de ce matériel est fondu pour fournir les magmas de zones de subduction/obduction, alors qu'une autre partie est digérée et recyclée dans l'asthénosphère, et est susceptible d'être fusionné ultérieurement en magma.

 

4.2 Les roches ignées

Pour bien comprendre les roches ignées, il est essentiel de connaître deux processus importants: la cristallisation fractionnée et la fusion partielle.

La cristallisation fractionnée.

Comme on l'a vu plus haut, la cristallisation fractionnée, c'est-à-dire le fait que la cristallisation des silicates dans un magma se fasse dans un ordre bien défini, selon la suite réactionnelle de Bowen, produit des assemblages minéralogiques différents : ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre assemblages définissent quatre grands types de roches ignées.

 

 Le nom des roches ignées.

L'assemblage ultramafique donne lieu à une roche particulière, composée presqu'exclusivement d'olivine, avec un peu de pyroxènes, une roche très peu abondante à la surface même de la terre, la péridotite. Cette dernière constitue principalement le manteau. L'assemblage mafique donne des basaltes ou des gabbros, des roches qui sont riches en pyroxènes et en feldspaths plagioclases calciques, avec possiblement une petite quantité d'olivine ou d'amphiboles. L'assemblage intermédiaire constitue les andésites et les diorites. Ce sont des roches composées d'amphiboles et de feldspaths plagioclases dont le contenu en calcium et sodium est intermédiaire entre les deux pôles, avec possiblement un peu de quartz et de biotite. Pour sa part, l'assemblage felsique fournit des rhyolites et des granites dont la composition principale est le quartz, le feldspath potassique et le feldspath sodique, avec un peu de micas comme la biotite et la muscovite.

Le tableau qui suit présente de façon un peu plus précise que la figure précédente la composition des roches ignées.

  

 

La différence entre basalte et gabbro, andésite et diorite, rhyolite et granite, ne se situe pas au niveau de la composition qui est la même pour chacune des paires, mais au niveau de la cristallinité, soit de la taille des cristaux. Un magma qui s'introduit dans la croûte terrestre peut se frayer un chemin jusqu'à la surface et donner lieu à des coulées de laves qui, en cristallisant, forment des corps extrusifs : volcans sous-marins ou volcans continentaux. Le magma peut aussi rester coïncé dans la croûte et y cristalliser pour former des corps intrusifs. La cristallisation à la surface de la croûte est rapide, ce qui produit de très petits cristaux; la roche résultante sera une roche à fins cristaux qu'on ne distingue généralement pas à l'oeil nu (aphanitiques), même à l'aide d'une loupe. Par contre, lorsque le magma cristallise à l'intérieur de la croûte terrestre, l'abaissement de sa température est lent et, pour simplifier, plus la cristallisation sera lente, plus les cristaux seront gros, généralement bien visibles (phanéritiques). On a donc deux grands groupes de roches ignées: les roches ignées extrusives, à fins cristaux, et les roches ignées intrusives, à cristaux grossiers. Les magmas ultramafiques sont ceux qui se forment en toute fin de fusion partielle et n'atteignent jamais la surface; de là le manque d'un équivalent extrusif à la péridotite.

La fusion partielle.

Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de cristallisation fractionnée. Si on augmente progressivement la température d'un matériel solide composé d'un assemblage de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. Pourquoi partiellement? Parce que, comme dans le cas du refroidissement d'un magma où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont chauffés. A une pression donnée, le point où un minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa température de fusion (qui est la même que la température de cristallisation; une question de point de vue). Si on augmente progressivement la température d'un assemblage solide de silicates, les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température, ceux qui se situent au bas de la suite de Bowen, c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la muscovite. La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un mélange de solide et de liquide, une sorte de "slush". Dans ce cas-ci, la phase liquide possède une composition felsique (quartz, feldspaths potassique et sodique, muscovite), alors que la phase solide est composée de cristaux de plagioclase calcique, de biotite, d'amphibole ou de pyroxène, selon la composition du solide originel. Si ce liquide est extrait du mélange et remobilisé (introduit le long de fractures ou dans une autre chambre par exemple), ce magma felsique formera, en cristallisant, des rhyolites ou des granites, selon qu'il atteigne la surface ou demeure à l'intérieur de la croûte. Avec une augmentation de la température, les plagioclases de calcicité intermédiaire, les biotites et les amphiboles seront à leur tour fondus et produiront un magma intermédiaire; et ainsi de suite pour les autres minéraux, jusqu'aux olivines, si évidemment le mélange silicaté originel en contenait.

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

Voyons comment tout cela s'applique dans les principales zones où il y a du magmatisme, soit aux dorsales océaniques, dans les zones de subduction et aux points chauds.

Le magmatisme de dorsale et la séquence ophiolitique.

Les dorsales océaniques sont des zones très importantes où agit le magmatisme; la lithosphère océanique s'y regénère perpétuellement. Il se fait une fusion partielle du manteau sous la dorsale à cause de la concentration de chaleur due à la convection. Il s'agit d'une fusion de péridotite. Comment peut-on affirmer qu'il s'agit d'une fusion partielle de péridotite et conclure en conséquence que le manteau est composé de péridotite, puisqu'on n'a pas encore réussi à forer à travers le MOHO et qu'on ne possède donc pas d'échantillons du manteau actuel ?

On a deux évidences indirectes.

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

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

 

 

A cause du flux de chaleur et de la venue continuelle de magma venant du bas, il s'établit dans la chambre magmatique des cellules de convection. Le magma silicaté se refroidit aux parois de la chambre, amenant la cristallisation d'une partie des silicates (cristallisation fractionnée), ceux de haute température. Il se forme, à la base de la chambre magmatique, une sorte de stratification due à la convection qui redistribue une partie de la phase solide qui sédimente. C'est ce qui explique cette stratification qui se retrouve à la base de la croûte océanique. L'accumulation des cristaux de cet assemblage mafique produit ici un gabbro. Une partie du magma réussit à se frayer un chemin jusqu'à la surface pour former les épanchements de laves qui se forment dans le rift central des dorsales et qui, en cristallisant, donne des basaltes. Ces épanchements se font à la faveur d'un réseau de fractures créées par les forces de tension qui agissent dans cette zone. Une partie du magma cristallise dans ces fractures, et à mesure de l'étalement des planchers océaniques, on aura la formation d'un réseau de dykes et filons de gabbro

A cause du flux de chaleur et de la venue continuelle de magma venant du bas, il s'établit dans la chambre magmatique des cellules de convection. Le magma silicaté se refroidit aux parois de la chambre, amenant la cristallisation d'une partie des silicates (cristallisation fractionnée), ceux de haute température. Il se forme, à la base de la chambre magmatique, une sorte de stratification due à la convection qui redistribue une partie de la phase solide qui sédimente. C'est ce qui explique cette stratification qui se retrouve à la base de la croûte océanique. L'accumulation des cristaux de cet assemblage mafique produit ici un gabbro. Une partie du magma réussit à se frayer un chemin jusqu'à la surface pour former les épanchements de laves qui se forment dans le rift central des dorsales et qui, en cristallisant, donne des basaltes. Ces épanchements se font à la faveur d'un réseau de fractures créées par les forces de tension qui agissent dans cette zone. Une partie du magma cristallise dans ces fractures, et à mesure de l'étalement des planchers océaniques, on aura la formation d'un réseau de dykes et filons de gabbro.

 

On voit ici que les processus magmatiques produisent une croûte océanique possédant des caractères particuliers qui s'expriment sous forme d'une séquence verticale. Sous la croûte océanique, il y a les péridotites du manteau supérieur, une roche ultramafique composée d'olivine et d'un peu de pyroxènes. Au-dessus, les roches de la croûte océanique sont mafiques, c'est-à-dire qu'elles sont composées de pyroxènes, d'un peu d'olivine et de plagioclase calcique. Comme elles ne contiennent pas de minéraux des assemblages intermédiaires et felsiques, on est forcé de conclure que le magma qui les a formées provient de la fusion partielle d'un matériau ne contenant pas ces minéraux qui auraient été les premiers à fondre et par conséquent à fournir des magmas intermédiaires ou felsiques. C'est là notre seconde évidence indirecte qui permet de conclure à un manteau de péridotite.

Dans le détail, la croûte océanique montre quatre zones, de bas en haut : d'abord, des cumulats lités ou stratifiés composés de gabbro, une stratification résultant de l'action combinée de la convection et de l'accumulation des cristaux de haute température à la base de la chambre magmatique; puis, des gabbros massifs issus de la cristallisation aux parois de la chambre magmatique; suit un complexe filonien, niveau caractérisé par les dykes et filons gabbroïques dus à la cristallisation dans les fractures de tension; finalement, au-dessus de la pile, les basaltes issus des épanchements volcaniques. Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km d'épaisseur.

Les géologues appellent cette séquence, une séquence ophiolitique, ou plus sommairement, les ophiolites. On la reconnaît dans ce qu'on interprète comme des lambeaux de croûte ou de lithosphère océanique dans les chaînes de montagnes plissées anciennes, ce qui vient conforter cette interprétation. Puisqu'elle est le résultat de processus bien spécifiques et puisqu'on la reconnaît dans des chaînes très anciennes, elle permet de conclure que les chaînes de montagnes se sont formées à partir de matériel déposé sur des planchers océaniques formés selon des mécanismes semblables à ceux qui agissent aujourd'hui. Par exemple, on retrouve la séquence ophiolitique dans les roches de la région de Thetford Mines; la séquence a été étudiée par une équipe de géologues de l'Université Laval qui ont démontré qu'il s'agit bien d'un morceau du plancher de l'océan (Océan Iapétus) dans lequel s'est accumulé le matériel qui ultérieurement a formé la chaîne de montagnes des Appalaches.

Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc insulaire.

On a vu dans la section 1 qu'il y a du magmatisme associé aux zones de subduction et que, dans les cas de collision de plaque océanique contre plaque océanique, il s'exprime par la formation d'arcs volcaniques insulaires.

 .

 

 

L'enfoncement d'une plaque sous l'autre entraîne, grâce au tapis roulant des fonds océaniques, des sédiments riches en minéraux de basses températures comme le quartz (SiO2), mais aussi les felspaths et les argiles (micas). En profondeur, il y a fusion partielle, et le matériel fondu est un mélange de trois choses : la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure, et les minéraux de basses températures des sédiments entraînés dans la subduction. Contrairement aux zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait donner qu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités qui contiennent toute la palette des silicates pourra fournir des magmas de composition variée. Il peut se faire une ségrégation des magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes seront intermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs insulaires, ou encore si les températures de fusion atteignent des niveaux plus élevées, on produit des magmas mafiques alimentant des coulées de laves basaltiques en surface.

Le magmatisme de zone de subduction : le cas de l'arc continental.

Lorsqu'il y a collision entre une plaque océanique et une plaque continentale, il se forme un arc volcanique continental.

  

 

 

Le magmatisme s'apparente à celui des arcs insulaires, mais avec des variantes. Ainsi, le volume de sédiments sur le plancher océanique en bordure des continents est plus imposant, et il se construit un prisme d'accrétion important. Une plus grande quantité de silicates de basses températures est entraînée dans la subduction. La fusion partielle affecte ici aussi la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure et les minéraux de basses températures des sédiments. Dans les premières phases de la fusion partielle, on pourra produire des magmas intermédiaires et même par endroits des magmas felsiques. Dans les phases plus chaudes, on produira les magmas mafiques qui peuvent alimenter des plateaux de basalte sur certains continents. Dans ces croûtes continentales épaisses, on accumulera aussi des grands stocks granitiques qui peuvent correspondre aux fusion de basses températures et qui à cause de leur faible fluidité ne pourront parvenir jusqu'à la surface.

Le magmatisme de point chaud.

Le magmatisme de point chaud est responsable de la formation des volcans intraplaques, particulièrement des volcans intraplaques océaniques, comme ceux que l'on retrouve dans le Pacifique

 

 

 

Ce magmatisme provient de la fusion partielle de la péridotite du manteau. Le magma est donc un magma mafique qui produit des volcans basaltiques, comme ceux des îles Hawaii ou de la Polynésie.

L'activité magmatique et ses produits.

La cristallisation de magma à l'intérieur ou à la surface de la croûte terrestre produit des corps magmatiques. Les trois blocs-diagrammes qui suivent illustrent les principaux corps magmatiques hérités de l'activité magmatique dans une région, et leur mise à nu au fil de l'érosion.

 

 

 

Le bloc-diagramme A résume les principaux phénomènes géologiques susceptibles d'être retrouvés dans une région affectée par le magmatisme. L'expression en surface de ce magmatisme est généralement minime en volume par rapport au magma sous-jacent qui lui donne naissance et qui formera les grands corps intrusifs. En surface, le magmatisme se traduit par des volcans qui peuvent produire des champs de laves. Certains grands champs de laves sont aussi issus de longues fissures.

Le bloc-diagramme B résume la situation post-magmatisme, après que l'érosion ait commencé son modelage de la surface et enlevé une couche de matériaux. En surface, on aura divers corps extrusifs (on dit aussi volcaniques; du dieu du feu, Vulcain) : volcans ou plateaux de basaltes. Divers corps intrusifs (on dit aussi plutoniques; du dieu des enfers, Pluton) pourront avoir été mis à nu par l'érosion : laccolites, dykes, necks volcaniques. Les roches ignées étant plus résistantes à l'érosion que les roches sédimentaires encaissantes, les corps magmatiques auront tendance à former des reliefs positifs.

Le bloc-diagramme C présente la situation à un stade plus avancé d'érosion où ont été mis à nu les grands batholites, souvent granitiques.

 

4.3 Les roches sédimentaires

 

Si les roches ignées forment le gros du volume de la croûte terrestre, les roches sédimentaires forment le gros de la surface de la croûte. Quatre processus conduisent à la formation des roches sédimentaires: l'altération superficielle des matériaux qui produit des particules, le transport de ces particules par les cours d'eau, le vent ou la glace qui amène ces particules dans le milieu de dépôt, la sédimentation qui fait que ces particules se déposent dans un milieu donné pour former un sédiment et, finalement, la diagenèse qui transforme le sédiment en roche sédimentaire.

 

Le matériel sédimentaire peut provenir de trois sources : une source terrigène, lorsque les particules proviennent de l'érosion du continent; une source allochimique, lorsque les particules proviennent du bassin de sédimentation, principalement des coquilles ou fragments de coquilles des organismes; une source orthochimique qui correspond aux précipités chimiques dans le bassin de sédimentation ou à l'intérieur du sédiment durant la diagenèse.

L'altération superficielle.

Les processus de l'altération superficielle sont de trois types: mécaniques, chimiques et biologiques. Les processus mécaniques (ou physiques) sont ceux qui désagrègent mécaniquement la roche, comme l'action du gel et du dégel qui à cause de l'expansion de l'eau qui gèle dans les fractures ouvre progressivement ces dernières. L'action mécanique des racines des arbres ouvre aussi les fractures. L'altération chimique est très importante : plusieurs silicates, comme les feldspaths, souvent abondants dans les roches ignées, sont facilement attaqués par les eaux de pluies et transformés en minéraux des argiles (phyllosilicates) pour former des boues. Certains organismes ont la possibilité d'attaquer biochimiquement les minéraux. Certains lichens vont chercher dans les minéraux les éléments chimiques dont ils ont besoin. L'action combinée de ces trois mécanismes produit des particules de toutes tailles. C'est là le point de départ du processus général de la sédimentation.

Le transport.

Outre le vent et la glace, c'est surtout l'eau qui assure le transport des particules. Selon le mode et l'énergie du transport, le sédiment résultant comportera des structures sédimentaires variées: stratification en lamelles planaires, obliques ou entrecroisées, granoclassement, marques diverses au sommet des couches, etc. Les roches sédimentaires hériteront de ces structures. Le transport des particules peut être très long. En fait, ultimement toutes les particules devront se retrouver dans le bassin océanique.

La sédimentation.

Tout le matériel transporté s'accumule dans un bassin de sédimentation, ultimement le bassin marin, pour former un dépôt. Les sédiments se déposent en couches successives dont la composition, la taille des particules, la couleur, etc., varient dans le temps selon la nature des sédiments apportés. C'est ce qui fait que les dépôts sédimentaires sont stratifiés et que les roches sédimentaires issues de ces dépôts composent les paysages stratifiés comme ceux du Grand Canyon du Colorado par exemple.

 

 

Dans le cas de la cimentation pré-compaction (schéma du haut), les fluides qui circulent dans le sédiment précipitent des produits chimiques qui viennent souder ensemble les particules. Exemple : la calcite qui précipite sur les particules d'un sable et qui finit par souder ces dernières ensemble. La compaction d'un sédiment (schéma du bas) peut conduire à sa cimentation. Ainsi, la pression élevée exercée aux points de contact entre les particules de quartz d'un sable amène une dissolution locale du quartz, un sursaturation des fluides par rapport à la silice et une précipitation de silice sur les parois des particules cimentant ces dernières ensemble.

Le nom des sédiments et roches sédimentaires.

La dénomination des sédiments et roches sédimentaires se fait en deux temps.

D'abord selon la taille des particules (la granulométrie) chez les terrigènes et les allochimiques. Deux tailles sont importantes à retenir : 0,062 et 2 mm. La granulométrie n'intervient pas dans le cas des orthochimiques puisqu'il s'agit de précipités chimiques et non de particules transportées.

 

Ensuite, on complète la classification par la composition minéralogique. La composition des particules des terrigènes se résume au quartz, feldspath, fragments de roches (morceaux d'anciennes roches qui ont été dégagés par l'érosion) et minéraux des argiles (par exemple, les sables des plages de la Nouvelle-Angleterre sont surtout des sables à particules de quartz avec un peu de feldspaths). Quant aux allochimiques, ce sont principalement des calcaires, ce qui est réflété par le suffixe CAL dans le nom. Les particules des allochimiques sont formées en grande partie par les coquilles ou morceaux de coquilles des organismes (calcite ou aragonite). Les sédiments des zones tropicales sont surtout formés de ces coquilles, comme par exemple les sables blancs des plages du Sud! Chez les orthochimiques, le nom est essentiellement déterminé selon la composition chimique.

 

La diagenèse.

L'obtention d'une roche sédimentaire se fait par la transformation d'un sédiment en roche sous l'effet des processus de la diagenèse. La diagenèse englobe tous les processus chimiques et mécaniques qui affectent un dépôt sédimentaire après sa formation. La diagenèse commence sur le fond marin, dans le cas d'un sédiment marin, et se poursuit tout au long de son enfouissement, c'est-à-dire, à mesure que d'autres sédiments viennent recouvrir le dépôt et l'amener progressivement sous plusieurs dizaines, centaines ou même milliers de mètres de matériel. Les processus de diagenèse sont variés et complexes : ils vont de la compaction du sédiment à sa cimentation, en passant par des phases de dissolution, de recristallisation ou de remplacement de certains minéraux. Le processus diagénétique qui est principalement responsable du passage de sédiment à roche est la cimentation. Il s'agit d'un processus relativement simple : si l'eau qui circule dans un sédiment, par exemple un sable, est sursaturée par rapport à certains minéraux, elle précipite ces minéraux dans les pores du sable et ceux-ci viennent souder ensemble les particules du sable; on obtient alors une roche sédimentaire qu'on appelle un grès. Le degré de cimentation peut être faible, et on a alors une roche friable, ou il peut être très poussé, et on a une roche très solide. La cimentation peut très bien se faire sur le fond marin (diagenèse précoce), mais il est aussi possible qu'il faille attendre que le sédiment soit enfoui sous plusieurs centaines ou même quelques milliers de mètres de matériel (diagenèse tardive) .L'induration (cimentation) d'un sédiment peut se faire tôt dans son histoire diagénétique, avant l'empilement de plusieurs mètres de sédiments (pré-compaction), ou plus tardivement, lorsque la pression sur les particules est grande due à l'empilement des sédiments.

 

4.4 Les roches métamorphiques

Les roches métamorphiques sont issues de la transformation de roches ignées ou sédimentaires sous l'effet de température et/ou de pressions élevées. Deux grands types de métamorphisme produisent la majorité des roches métamorphiques : le métamorphisme de contact et le métamorphisme régional. Un troisième type est plus restreint : le métamorphisme de choc.

Le métamorphisme de contact.

Le métamorphisme de contact est celui qui se produit dans la roche encaissante au contact d'intrusifs. Lorsque le magma encore très chaud est introduit dans une séquence de roches froides, il y a transfert de chaleur (les flèches) et cuisson de la roche encaissante aux bordures.

        

Les minéraux de cette roche sont transformés par la chaleur et on obtient une roche métamorphique. Ainsi, les calcaires argileux dans lesquels s'est introduit le magma qui forme aujourd'hui le Mont-Royal, ont été transformés, tout autour de la masse intrusive, en une roche dure et cassante qu'on nomme une cornéenne. On appelle cette bordure transformée, une auréole métamorphique. Sa largeur sera fonction de la dimension de la masse intrusive, de quelques millimètres à plusieurs centaines de mètres, allant même à quelques kilomètres dans le cas des très grands intrusifs.

Le métamorphisme régional et la foliation métamorphique.

Le métamorphisme régional est celui qui affecte de grandes régions. Il est à la fois contrôlé par des augmentations importantes de pression et de température. C'est le métamorphisme des racines de chaînes de montagnes. Le métamorphisme régional produit trois grandes transformations: une déformation souvent très poussée de la roche, le développement de minéraux dits métamorphiques et le développement de la foliation métamorphique. Dans ce dernier cas, les cristaux ou les particules d'une roche ignée ou sédimentaire seront applatis, étirés par la pression sous des températures élevées et viendront s'aligner dans des plans de foliations; c'est la foliation métamorphique caractéristique de ce type de métamorphisme.

Le métamorphisme de choc.

Le métamorphisme de choc est celui produit par la chute d'une météorite à la surface de la planète. Le choc engendre des températures et des pressions énormément élevées qui transforment les minéraux de la roche choquées, des températures et des pressions qui sont bien au-delà de celles atteintes dans le métamorphisme régional.

 

Le nom des roches métamorphiques.

Le gros des roches métamorphiques (en volume) provient du métamorphisme régional. Selon le degré de métamorphisme régional, il se développe une suite bien spécifique de minéraux. Ces minéraux deviennent donc, pour une roche métamorphique donnée, des indicateurs du degré de métamorphisme qu'à subit la roche. A partir des assemblages minéralogiques, on peut établir le niveau des pressions et des températures à laquelles a été soumise la roche, et ainsi évaluer sa profondeur d'enfouissement dans les racines d'une chaîne de montagne. Comme pour les roche ignées et sédimentaires, on applique un certain nombre de noms aux roches métamorphiques. Le tableau qui suit présentent les plus courants en fonction du degré de métamorphisme.

 

suite précédente

11 votes. Moyenne 4.09 sur 5.

Ajouter un commentaire
Code incorrect ! Essayez à nouveau

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