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Université Cadi Ayyad Faculté des Sciences et Techniques Département des Sciences de la Terre

Cours de Pétrologie

Filière d’ingénieurs Génie civil

I/ Introduction Structure de la Terre. Définition d’une roche Chapitre I : Les roches magmatiques I/ Introduction II/ Notions de magma III/ Genèse des roches magmatiques IV/ Les propriétés descriptives des roches V/ Classification des roches magmatiques VI/ Différenciation magmatique Chapitre II : Les roches sédimentaires I/ sédiments et roches sédimentaires II/ L'altération superficielle. III/ Le transport. IV/ La sédimentation. V/ Endurcissement des sédiments VI/ Classification des roches sédimentaires V/ Les grandes subdivisions des roches sédimentaires Chapitre III : Le métamorphisme et les roches métamorphiques I / Définition II/ Limites du métamorphisme III / Les facteurs du métamorphisme III / Les différents types de métamorphisme IV/ Notion de paragenèse et de faciès V/ Les zones de métamorphisme VI/ Les séries métamorphiques VII / Structure des roches métamorphiques VIII/ Quelques exemples de Roches Métamorphiques

Références bibliographiques

(Ahmid HAFID)

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Cours de Pétrologie

Filière d’ingénieurs Génie civil

I/ Introduction Structure de la Terre.

Jusqu’à une profondeur d’environ 2’900 kilomètres, notre planète est constituée de roches. Mais au-delà de quelques centaines de kilomètres déjà, ce ne sont plus des roches au sens habituel du terme mais plutôt un matériau cristallisé, formé de silicates ferro-magnésiens. Cette zone porte le nom de manteau par opposition au noyau métallique situé juste au-dessous. Les roches qui nous intéressent et qui nous sont les mieux connues appartiennent à la croûte continentale, cette mince pellicule d'une trentaine de kilomètres d'épaisseur qui se trouve directement sous nos pieds.

1. croûte continentale, 2. croûte océanique, 3. manteau supérieur, 4. manteau inférieur, 5. noyau externe, 6. noyau interne, A : Discontinuité de Mohorovic, B: Discontinuité de Gutenberg, C: Discontinuité de Lehmann

Définition d’une roche

Les roches sont constituées de minéraux. Les roches peuvent être monominérales par exemple le marbre, formée uniquement de cristaux de calcite ou polyminérales par exemple le granite constitué d'un assemblage de cristaux de feldspath, de quartz et de mica.

Selon leur mode de formation, on distingue trois grandes familles de roches :

Les roches magmatiques, issues de la cristallisation d'un magma à la suite de son refroidissement,

Les roches sédimentaires, issues de l'accumulation, puis de la consolidation des produits de l'érosion, le plus souvent dans des bassins marins ou lacustres.

Les roches métamorphiques, issues de la transformation des deux précédentes sous l'effet d'une modification de leur environnement, généralement la pression et la température, auxquelles s'ajoutent parfois des apports chimiques.

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Chapitre I : Les roches magmatiques

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

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

Les roches magmatiques (= roches ignées = roches éruptives), se forment quand un magma se refroidit et se solidifie. Cette solidification peut se produire :

- en profondeur, cas des roches magmatiques plutoniques (dites « intrusives ») ;

- à la surface, cas des roches magmatiques volcaniques (dites « extrusives » ou « effusives »).

Dans tous les cas, les roches magmatiques sont qualifiées d'endogènes (tout comme les roches métamorphiques), car formées en profondeur, par opposition aux roches exogènes (telles les roches sédimentaires), formées à la surface du globe.

Les roches magmatiques les plus courantes sont le granite et le basalte : la « famille » des granites représente 95% des roches plutoniques et les basaltes représentent 90% des roches volcaniques. De façon générale, les roches magmatiques constituent la majeure partie des roches continentales et océaniques. Les magmas à l'origine de ces différentes roches peuvent provenir du manteau terrestre, de la croûte ou même d'une roche déjà existante refondue. Ces origines variées de fusion partielle, les différents processus affectant la vie du magma et les modalités de mise en place sont à l'origine de la richesse des roches magmatiques, ce qui complique leur classification.

II/ Notions de magma Un magma est un bain naturel de silicates en fusion, pouvant contenir des cristaux ou des fragments de roches en suspension. Sa cristallisation conduit aux roches magmatiques. Un magma se caractérise par : sa composition essentiellement silicatée, sa température élevée (1200°C à 1500°C) et par sa viscosité qui lui confère une plus ou moins grande aptitude à couler (Dercourt & Paquet, 1997).

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Origine du magma

Dans certaines régions de l’écorce terrestre, à des profondeurs comprises entre 100 et 150 km (manteau supérieur), là où la température est très proche du point de fusion, une fusion partielle des roches peut parfois se produire dans des zones où la température est un plus élevée qu'ailleurs.

III/ Genèse des roches magmatiques Les roches magmatiques se mettent en place généralement à la limite des plaques tectoniques, à la suite des activités géodynamiques. On les trouve généralement dans trois contextes :

- au niveau des zones de divergence (dorsales médio-océaniques) (basalte).

- au niveau des zones de convergence (= zones de subduction ):

- croûte océanique / croûte océanique : la plaque la plus dense subducte sous l’autre.

- croûte océanique / croûte continentale : on a une marge active, la croûte océanique subducte.

- croûte continentale / croûte continentale : collision entre deux continent. Il n’y a pas de volcanisme mais un plutonisme abondant.

- à l’intérieur des plaques (magmatisme intraplaque) (= points chauds)

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

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

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

Genèse des roches magmatiques (Schumann, 1989)

1) les roches volcaniques

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

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

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

Formation des roches volcaniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998)

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2) les roches plutoniques – différentes formes d’intrusion

Lorsque la migration est plus lente, le magma cristallise en profondeur (souvent dans la partie inférieure de la croûte) pour former des masses rocheuses appelées roches intrusives, autre terme désignant les roches plutoniques. La grande majorité des roches intrusives est constituée de granites, roches claires, relativement légères.

Les intrusions au travers de roches soit sédimentaires, soit métamorphiques, soit encore magmatiques, peuvent être de grande taille comme les batholites (de quelques km à plus de 100 km de diamètre dont le constituant principal est le granite) ou de plus petite taille. Dans ce cas, on distingue les intrusions suivantes :

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

3) les roches filoniennes – différentes formes d’intrusion

des roches de semi-profondeur, intermédiaires entre les deux types précédents ; termes équivalents : roches sub-volcaniques, ou hypabyssales. On les observe en général dans les filons ou les bordures des intrusions plutoniques.

Elles cristallisent dans des fractures (filons), lavitesse de refroidissement est moyenne, le grain de la roche est fin (< 1 mm), la texture est dite microgrenue.

Dans ce dernier cas, on distingue les intrusions suivantes :

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

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

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

Intrusions, formation des roches plutoniques (D.G.R.N.E., Dejonghe, 1998)

En conclusion un même magma peut engendrer des roches d'aspect différent.

Les laves qui alimentent les édifices volcaniques sont très souvent issues de magmas basaltiques alors que les magmas qui cristallisent en profondeur sont généralement de composition granitique. Mais, contrairement à cette tendance, il arrive tout de même que des magmas granitiques atteignent la surface et que des magmas basaltiques cristallisent en profondeur.

Un même magma peut donner trois roches différentes suivant sa vitesse de refroidissement

Refroidissement lent : gabbro. Refroidissement rapide : basalte Refroidissement moyen : dolérite (microgabbro)

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La vitesse de refroidissement conditionne l’aspect extérieur de la roche. Ainsi la roche éruptive issue du refroidissement lent en profondeur d’un magma basaltique est un gabbro. Sa composition minéralogique est la même que celle d’un basalte, mais tous les minéraux sont bien visibles et la roche a un aspect grenu. À l’opposé, la roche issue de l’épanchement en surface d’un magma granitique est une rhyolite. C'est une roche gris clair à grains extrêmement fins, généralement non identifiables à l’oeil nu.

Refroidissement lent : granite refroidissement rapide : rhyolite Refroidissement Moyen :micogranite

IV/ Les propriétés descriptives des roches a) La composition minéralogique

La composition minéralogique est le caractère individuel le plus important à examiner pour l’identification des roches. Quel que soit le groupe d’appartenance des roches, elles sont généralement composées de quelques minéraux fondamentaux appartenant à des « familles » peu nombreuses telles que: feldspaths, quartz et, dans une moindre mesure, pyroxènes.

La détermination précise de la composition minéralogique nécessite généralement une étude en lame mince (au micvroscope), voire une détermination chimique. Cependant, quand les minéraux sont discernables à l’œil nu, les propriétés des principaux minéraux permettent une première détermination qualitative très utile.

b) La grosseur du grain

La grosseur du grain est le diamètre moyen des grains constituant la roche. Quelle que soit le groupe d’appartenance d’une roche, la grosseur du grain prend une part importante dans sa classification au sein de ce groupe.

c) La couleur

La couleur des minéraux, et à plus forte raison des roches, dépend fortement de la présence certains éléments chimiques, même en faible proportion. Les feldspaths et le quartz sont de teinte claire tandis que les pyroxènes ou ferromagnésiens ou encore, la plupart des minéraux argileux (roches sédimentaires), sont de couleur sombre en raison de la présence de magnésium et/ou de fer.

d) l’indice de coloration

On définit l’indice de coloration d’une roche comme étant le pourcentage de minéraux sombres qu’une roche contient. Pour rappel, les quartz et les feldspaths sont des minéraux clairs tandis que les ferro-magnésiens sont foncés.

e) La texture

La texture est fonction de la forme, de la disposition et de la répartition des minéraux dans la roche. La notion de texture recouvre les caractères microscopiques.

Indice de coloration

Type de roches Exemples de roches

0-35 % Roches leucocrates

Roches acides

35-65 % Roches mésocrates

Roches intermédiares

65-90 % Roches mélanocrates

Roches basiques

90-100 % Roches holomélanocrates

Roches ultrabasiques

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f) La structure

La structure est l’ensemble des caractères extérieurs des roches en masse tels que la stratification, la structure en couches ou en bandes. Il s’agit d’une propriété importante permettant de commencer par rattacher une roche à l’un des trois groupes principaux. La notion de structure recouvre généralement les caractères macroscopiques.

g) Le gisement

Le caractère du gisement est définit par la nature de la formation géologique d’où est issue la roche à décrire. Cette notion est vaste et comprend également implicitement l’explication succincte de la genèse de la formation géologique encaissante.

Remarque : dans un soucis de simplification, dans les descriptions des différentes roches, on regroupera les caractéristiques « indice de coloration » et « couleur » sous le terme général de « couleur ». De même, les caractéristiques « texture » et « structure » seront regroupées sous le terme général de « structure ».

V/ Classification des roches magmatiques En plus des classifications basée sur l’origine des roches et leur genèse, il existe plusieurs classification basées : soit sur la teneur en silice, soit sur la composition minéralogique, soit sur la structure cristalline, soit encore sur l’indice de coloration. Ce n’est que depuis 1974 qu’il existe une classification internationale unifiée due aux travaux de Streckeisen, basée sur les proportions relatives des principaux minéraux constitutifs.

1/ Structure des roches magmatiques

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

a) Structure grenue

La roche est complètement cristallisée. Elle est donc le produit d’un refroidissement lent à très lent qui se produit dans la croûte terrestre. En conséquence, seules les roches plutoniques et certaines roches filoniennes présentent cette structure.

Si la roche est cristalline, ce n’est pas pour autant que la structure des différents minéraux (voir chapitre 1) est apparente. En effet, le développement d’un minéral est entravé par celui de ses voisins. Seules certaines roches présentent des cristaux bien développés dans leur système cristallin (exemple des roches porphyriques). D’autre part, la taille des différents minéraux peut considérablement varier, principalement en fonction de la vitesse de refroidissement.

On distingue alors plusieurs variétés de roches grenues :

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

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

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

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

b) Structure microgrenue

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

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c) Structure microlitique

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

d) Structure vitreuse

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

2/ Classifications basées sur la composition minéralogique

Les principaux minéraux des roches magmatiques, dont les associations suffisent à définir une roche magmatique, sont peu nombreux (Calembert, 1972) :

• les minéraux blancs : quartz, feldspaths (orthose, microline et plagioclases), feldspathoïdes (leucite et néphéline).

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

Roches sur-saturées

Roches saturées

Roches sous-saturées

Coloration Quartz + Feldspaths Feldspaths seuls

Feldspaths + Feldspathoïdes

Minéraux essentiels (colorés)

Roches leucocrates

Granite

Rhyolite

Syénite

Trachyte

Syénite néphélinique

Phnonolite

Biotite

Roches mésocrates

Diorite quartzique

Dacite

Diorite

Andésite

Essexite

Tephrite

Amphibole

Roches mélanocrate

Gabbro quartzique

Basalte

Gabbro

Basalte

Théralite

Bsanite

Pyroxène, Olivine

Roches holomélanocrate

Peridotite - Pyroxenolite Pyroxène, Olivine

En gras : roches plutoniques

Normale : roches volcaniques

Classification de Streckeisen

Cette classification, fruit des travaux de Streckeisen, a été adoptée en 1974 par l’U.I.S.G. (Union Internationale des Sciences Géologiques). Elle est basée sur le fait que, hormis de très rares exceptions, la présence simultanée de quartz et de feldspathoïdes est incompatible.

Elle est constituée de deux triangles placés tête-bêche avec les minéraux principaux suivants (voir figure page suivante) et concerne les roches magmatiques pour lesquelles les ferromagnésiens (pyroxènes et olivine) représentent de 0 à 90 % de leur volume :

le triangle du haut possède les trois pôles suivants : quartz – feldspaths alcalins (microline, orthose et albite,– feldspaths plagioclases (pour rappel, mélange d’albite et d’anorthite avec un minimum de 5 % de ce dernier), le triangle du bas possède les trois pôles suivants : feldspathoïdes (leucite et néphéline) – feldspaths alcalins – feldspaths plagioclases.

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Les roches plutoniques sont indiquées en majuscules tandis que leurs correspondants volcaniques sont indiqués en minuscules.

Le principe de détermination d’une roche magmatique est le suivant (voir également les travaux pratiques). Prenons par exemple le cas d’une roche se situant dans le triangle supérieur :

Classification des roches magmatiques de Streckeisen – roches plutoniques

VI/ Différenciation magmatique Lors de la remontée dans la croûte terrestre du magma basaltique, provenant du manteau supérieur, le magma commence à cristalliser. Tous les minéraux ne cristallisent pas en même temps et les suites réactionnelles de Bowen nous apprennent que les premiers minéraux formés sont les olivines puis les pyroxènes et les plagioclases riches en anorthite.

Leurs travaux de Bowen et son équipe ont permis d’observer l’ordre d’apparition des minéraux, les domaines de coexistence stable de certains minéraux, les transformations de minéraux en d’autres, en fonction de la température et de la composition initiale du magma lors de son refroidissement. Ils ont synthétisé l’ensemble de leurs observations sous forme de deux séries de minéraux associés par plusieurs réactions, appelées suites réactionnelles de Bowen (voir figure ci-dessos).

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Suites réactionnelles de Bowen (Pomerol & Renard, 1997)

• La série des plagioclases : cette série est continue car les différents plagioclases ont une structure cristalline commune. On passe progressivement de l’anorthite (riche en Ca) à l’albite (riche en Na).

Si la remontée du magma est suffisamment lente ou si le magma est bloqué dans une chambre magmatique, les ferro-magnésiens de densité élevée peuvent « sédimenter » et se séparer du liquide. La composition globale des cristaux est différente de celle du liquide qui s’appauvrit alors en ferro-magnésiens et, par conséquent, s’enrichit en silice. C’est la cristallisation fractionnée.

Partant d’un magma basaltique, par ce processus, on obtient progressivement un magma granitique.

Les roches formées, de bas en haut, vont du gabbro au granite d’une manière continue. On parle alors de « séries magmatiques » qui seraient issues du même magma parental. Il s’agit donc d’une transposition à l’échelle de la roche des suites réactionnelles de Bowen.

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Chapitre II : Les roches sédimentaires

I/ sédiments et roches sédimentaires Comme leur nom le laisse deviner, les roches sédimentaires sont la conséquence de l'endurcissement de sédiments accumulés en milieu lacustre, marin ou aérien. Les sédiments sont l’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.

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.

II/ L'altération superficielle. "Solide comme le roc" est une expression toute relative que les agents de l'érosion ne respectent pas. Avec le temps, même les roches qui paraissent les plus solides finissent par être détruites par l'érosion.

Les processus de l'altération superficielle sont de trois types: mécaniques, chimiques et biologiques.

L'eau de pluie s'infiltre insidieusement dans les fissures des roches, dissout lentement les minéraux les plus solubles, libérant et laissant sur place les minéraux insolubles, transformant progressivement les roches superficielles en sols. Dans les régions granitiques, les feldspaths et les micas finissent par être partiellement dissous ou transformés en minéraux argileux ultra-fins, laissant sur place une arène granitique, c'est-à-dire une myriade de grains de quartz mêlés de feldspath et d'un peu d'argile qui, ensuite, entraînés par l'eau de ruissellement, constitueront les sables des rivières, des lacs et des océans.

Les chocs thermiques que subissent les roches exposées au froid la nuit, puis subitement réchauffées par le soleil à la pointe du jour, provoquent leur fragmentation

par éclatement.

L'humidité que le froid transforme en glace dans les microfissures des roches granulaires provoque leur désagrégation. Au cours de leur lente avance, les glaciers raclent les fonds rocheux, broient les roches et abandonnent sur leur parcours les énormes moraines, débris des reliefs qu'ils ont rabotés.

Sur les bords des océans, les vagues attaquent et détruisent inlassablement le pourtour des continents.

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III/ Le transport. Principaux Agents de Transport

Principaux agents de transport

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.

Origine des roches sédimentaires.

Les éléments transportés sont triés

L'action mécanique des eaux courantes est un puissant moyen de séparation des produits de l'érosion par catégories granulométriques. Les particules les plus fines, facilement maintenues en suspension dans les fleuves tranquilles, se déposent dans les bassins les plus éloignés, lacs, mers ou océans, là où le mouvement de l'eau est suffisamment faible pour qu'elles puissent sédimenter en toute tranquillité. Les rivières plus rapides transportent les sables et les graviers de faible granulométrie. Enfin, lors de crues importantes, les torrents tumultueux emportent les graviers grossiers, les galets, et même de gros blocs. Un classement analogue s'effectue sur les rivages des océans où les vagues entraînent au large les particules les plus fines, laissant en retrait le sable, le gravier et les galets.

Dans les déserts, le vent emporte les particules les plus fines pour les déposer plus loin, lorsque sa force aura diminué.

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IV/ La sédimentation. Tout le matériel transporté s'accumule dans un bassin de sédimentation,. océans, mers, lacs, deltas de rivières - où ils s'accumulent, formant des dépôts qui peuvent atteindre plusieurs milliers de mètres d'épaisseur. Ce sont les sédiments. 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.

V/ Endurcissement des sédiments Le passage d'un sédiment meuble à une roche consolidée est le résultat d'une longue transformation, appelée diagenèse, au cours de laquelle trois processus peuvent intervenir :

- la compaction des sédiments profondément enfouis et comprimés sous d'autres sédiments,

- la cimentation du matériel meuble par circulation d'eau minéralisée,

- la recristallisation de certains composants du sédiment lui-même. Les principaux ciments sont la calcite (CaCO3), la silice (SiO2), plus rarement des oxydes de fer.

VI/ CLASSIFICATION DES ROCHES SEDIMENTAIRES Suivant leur mode de formation, on distingue trois grandes catégories de roches sédimentaires :

- les roches détritiques, provenant de l'accumulation des débris de roches préexistantes, - les roches organogènes, formées par l'accumulation des restes d'animaux ou de plantes, principalement à squelette calcaire, - les roches biochimiques, issues de la précipitation de substances chimiques en solution dans l'eau des lacs ou des océans.

Il faut néanmoins relativiser le caractère absolu de cette classification car une même roche peut montrer des caractéristiques de deux, voire des trois catégories ci-dessus.

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1/ Les roches détritiques

On classe les roches détritiques suivant la taille de leurs constituants. On distingue :

- Les conglomérats sont constitués des éléments les plus grossiers (blocs, cailloux, graviers), liés par un ciment.

- Les grès sont constitués de sables liés par un ciment. On précise alors la nature du ciment - grès à ciment calcaire, à ciment ferrugineux - ou le degré de finesse des éléments - grès grossier, grès fin etc...

- Les silts et les schistes argileux sont constitués des éléments les plus fins, limon et argile. Les constituants les plus habituels des roches détritiques sont le quartz, les débris de roches, les feldspaths, les micas et les minéraux argileux.

– Les roches détritiques sont composées de particules minérales provenant de la désagrégation mécanique (altération, érosion) de roches préexistantes ; ces grains sont arrondis car ils sont polis durant leur transport ; c’est le cas pour l’argile (particules microscopiques), le sable et le grès (agglomérat de grains de sable) ;

Les conglomérats et les grès

L'étude des conglomérats et des grès va bien au-delà de la simple description de leurs éléments et de la nature du ciment. En effet, les éléments qu'ils renferment sont les témoins des roches préexistantes dont ils sont issus. Leur arrangement, leur aspect et les fossiles qu'ils ont parfois conservés révèlent l'environnement géographique et climatique dans lequel ils se sont formés. Ils nous renseignent donc sur leur propre genèse. Les éléments les plus grossiers des conglomérats sont des blocs d'anciennes roches fragmentées par l'érosion. Ils sont généralement noyés dans un ciment comportant des éléments plus fins (sable, limon, argile). Suivant le degré d'usure des éléments, on distingue les brèches aux éléments anguleux et on réserve le terme de conglomérats aux roches dont les éléments sont arrondis.

Les éléments des grès sont les minéraux insolubles des roches préexistantes, principalement des grains de quartz. Si ces derniers laissent partiellement la place à d'autres minéraux, on qualifie la roche par des termes particuliers : grès feldspathique lorsqu'elle renferme une certaine proportion de feldspath, alors qu'un grauwacke désigne un grès sombre, constitué de débris de roches éruptives basiques, mêlés de quartz et de feldspath. On retrouve toujours dans les grès une partie des minéraux accessoires qui se trouvaient dans la roche originelle (zircon, grenats, tourmaline, apatite).

Si, lors de la diagenèse d'un sable ne renfermant que du quartz, les grains recristallisent en assurant leur auto-cimentation, ils se transforment en quartzite, roche dure de teinte claire qui, vue au microscope, montre des grains de quartz intimement soudés, parfois même engrenés les uns aux autres à la manière des pièces d'un puzzle. Pour compléter la description d'un grès, on précise encore la nature du ciment : grès à ciment calcaire, à ciment siliceux ou encore à ciment ferrugineux.

La Molasse

Le terme molasse désigne, dans nos régions, les formations détritiques provenant de la destruction de la chaîne alpine dès le début de son érection. Les produits de cette érosion se sont accumulés dans le bassin marin, lagunaire ou lacustre, qui bordait le flanc extérieur des Alpes. Ce sont principalement des grès à ciment calcaire et des conglomérats, accompagnés parfois de gypse ou de charbon. Les grès molassiques ont été utilisés pour confectionner des meules. Le terme latin mola désigne une meule.

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Siltites et schistes argileux

Ce sont les roches détritiques à grains fins invisibles à l'oeil nu, rarement perceptibles à la loupe. On les désigne souvent par le terme général de pélites. Leur étude ne peut se faire qu'au microscope électronique. Elles renferment environ 60% de minéraux argileux et 40% de quartz. C'est le monde des roches argileuses qui, consolidées ou meubles, représentent environ la moitié du volume des roches sédimentaires.

Argile et céramique

Depuis des millénaires, l'argile a servi à confectionner des briques et de la poterie. La plus noble des argiles, le kaolin, Al2Si2O5(OH)4, est issue de la décomposition de l'orthose. Mélangé à l'eau, le kaolin additionné de quartz et de feldspath non décomposé, donne un pâte fine qu'on peut mettre en forme. Après cuisson, on obtient la céramique fine.

Siltites et schistes argileux

Ce sont les roches détritiques à grains fins invisibles à l'oeil nu, rarement perceptibles à la loupe. On les désigne souvent par le terme général de pélites. Leur étude ne peut se faire qu'au microscope électronique. Elles renferment environ 60% de minéraux argileux et 40% de quartz. C'est le monde des roches argileuses qui, consolidées ou meubles, représentent environ la moitié du volume des roches sédimentaires.

Les siltites proviennent de la compaction et de l'endurcissement des limons. Leur toucher rappelle celui d'un papier de verre ultra fin. On trouve tous les termes de passage entre un grès fin et une siltite. Il n'est pas toujours possible de faire la distinction à l'oeil nu entre siltite et argile consolidée.

Les schistes argileux sont issus de la consolidation des dépôts de minéraux argileux dont les plus communs sont l'illite, la montmorillonite et la kaolinite. Au cours de leur compaction, ces minéraux prennent tous une même orientation, ce qui donne à la roche un aspect feuilleté. Les argilites sont généralement gris bleu. Elles sont parfois mauves ou rouges lorsqu'elles renferment un peu d'oxyde de fer ou de manganèse.

Mentionnons encore les tufs volcaniques qui résultent de la consolidation des produits

de l'activité explosive des volcans, principalement des cendres volcaniques.

2/ Les roches organogènes

Ces roches sont le produit des activités de la biosphère ou de la précipitation chimique de substances dissoutes dans les eaux des lacs ou des océans. L'accumulation des squelettes d'organismes qui peuplent les lacs et les océans produit les roches organogènes. Ces squelettes sont le plus souvent formés de calcite (CaCO3), beaucoup plus rarement de silice SiO2.

3/ Les roches d’origine chimique

Sont des roches provenant de la précipitation de sels minéraux en solution ; c’est le cas pour le gypse, le phosphate et le silexe.

Mentionnons en particulier les évaporites, ces dépôts issus de l'évaporation d'eau de mer ou de lacs salés. Ceux qui nous sont les plus familiers sont les dépôts de sel gemme (halite ou sel de cuisine), d'anhydrite et de gypse. Les évaporites ne sont pas uniquement le produit d'un processus purement chimique mais, pour elles aussi, l'intervention des micro-organismes favorise la précipitation de certains minéraux, bloque ou ralentit la précipitation des autres.

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Les roches sédimentaires carbonatées.

Les roches sédimentaires carbonatées sont uniquement constituées de CaCO3 et/ou de Mg (dolomie). Les processus de précipitation sont physico-chimiques ou biochimiques.

a\ Calcaires

Condition de précipitation des calcaires.

- Précipitation physico-chimique.

Ce type de précipitation se fait dans certaines conditions de température, de pression et de concentration et toujours selon la réaction :

CaCO3 + CO2 + H2O (CaCO3)2CaH2 (bicarbonate soluble).

Cette précipitation du CaCO3 est favorisée par la diminution de la pression qui amène le CO2 à se dégager.

- Précipitation biochimique.

Ce type de précipitation est réalisé par certains animaux pour synthétiser leur squelette en coquille. D’autres organismes comme les algues fixent le CO2 dissout par leur fonction chlorophyllienne.

Ce sont les calcaires qui constituent la plus grande partie des roches organogènes. Ils sont presque entièrement constitués de calcite (CaCO3). De teinte généralement claire, blanc à jaunâtre, ils deviennent gris bleuté s'ils renferment un peu d'argile, alors qu'un peu de fer à l'état oxydé les colore en jaune brun. Ils forment dans la nature des bancs compacts plus ou moins épais. On identifie les calcaires en leur application.

Argile et céramique

Depuis des millénaires, l'argile a servi à confectionner des briques et de la poterie. La plus noble des argiles, le kaolin, Al2Si2O5(OH)4, est issue de la décomposition de l'orthose. Mélangé à l'eau, le kaolin additionné de quartz et de feldspath non décomposé, donne un pâte fine qu'on peut mettre en forme. Après cuisson, on obtient la céramique fine. quant une goutte d'acide (le jus de citron ou le vinaigre conviennent aussi) qui produit alors une légère effervescence due au dégagement de CO2. Les calcaires se forment dans les mers peu profondes, chaudes ou tempérées, là où les micro-organismes sont abondants. Au-delà d'une certaine profondeur, les organismes calcaires sont dissous. Les calcaires peuvent renfermer une proportion importante de sédiments détritiques et former des roches mixtes : ainsi la présence de grains de quartz contribue à former des calcaires gréseux alors qu'une proportion notable de calcaire dans les grès aboutit à des grès calcaires. Il en est de même des minéraux argileux qui, en proportion croissante, forment les calcaires argileux (5 à 35% d'argile), les marnes (35 à 65 % d'argile), les argiles calcaires (65 à 95% d'argile).

La craie est un calcaire à grain très fin, poreux et friable, tachant les doigts, constitué par l'accumulation d'algues calcaires microscopiques.

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b/ Les dolomies

Ce sont des roches constituées de cristaux de dolomite (Ca,Mg)CO3. Contrairement au calcaire, la dolomie ne réagit pas à froid avec l'acide chlorhydrique. Les dolomies ont souvent une patine beige. Elles forment dans les Alpes d'imposants massifs ruiniformes qui font le bonheur des alpinistes. On trouve tous les termes de passage entre une dolomie pure et un calcaire : dolomie, dolomie calcaire, calcaire dolomitique et calcaire. L'origine des dolomies est restée longtemps problématique car aucun processus d'évaporation n'est capable d'aboutir à des dépôts de couches dolomitiques

4/ Autres dépôts sédimentaires

On trouve encore d'autres roches mais qui, moins abondantes que celles que nous venons de décrire, jouent néanmoins un rôle important pour notre économie. Les charbons proviennent de l'accumulation et de la transformation de végétaux dans un milieu dépourvu d'oxygène. Les hydrocarbures, qui comprennent le pétrole liquide, les gaz et les bitumes, sont l'aboutissement d'un lent processus de transformation de matière organique d'origine planctonique en milieu marin réducteur totalement dépourvu d'oxygène. Mentionnons encore les roches ferrugineuses et les roches phosphatées d'origine sédimentaire qui sont des sources de matières premières importantes.

5 Autres classifications des roches sédimentaires

Les roches sédimentaires peuvent également être différenciées en fonction de leur composition minéralogique ou chimique (voir minéralogie). On distingue ainsi les roches argileuses (argiles), carbonatées (calcaires et dolomies), siliceuses (silex, meulières, radiolarites, jaspes), carbonées (charbons, huiles minérales), salines (gypse, albâtre, anhydrite, sel gemme), ferrugineuses (minerais de fer, grès ferrugineux), et phosphatées (phosphates).

Par ailleurs, il existe une classification granulométrique basée sur la taille des minéraux : les rudites sont composées d’éléments grossiers (diamètre supérieur à 2 mm), les arénites d’éléments moyens (diamètre compris entre 50 µm et 2 mm), et les pélites ou lutites d’éléments fins (diamètre inférieur à 50 µm).

Le lieu de formation permet quant à lui de différencier les roches continentales (poudingues, grès dunaires), marines (calcaires à gryphées), et lagunaires (gypse, houille).

Les roches sédimentaires les plus communes sont les argiles, les calcaires et les grès.

Les argiles résultent de la décomposition de roches silicatées (gneiss, granites, schistes, laves) sous l’action de l’eau et du gaz carbonique. Les couches d’argile sont imperméables, ce qui permet la formation de nappes phréatiques et de mares. Les argiles peuvent se transformer en schiste argileux sous de hautes températures et pressions.

Les calcaires résultent de la consolidation des organismes animaux et végétaux, généralement en milieu marin. Les calcaires sont majoritairement constitués de calcite.

Les grès résultent de la consolidation de grains de sable déposés par l’eau et le vent. Ils sont essentiellement composés de quartz. Leur couleur est souvent liée à l’agglomérat majoritaire, généralement de la silice (grès blancs) ou de l’oxyde de fer (grès rouges).

V/ Les grandes subdivisions des roches sédimentaires Les roches sédimentaires racontent l’histoire de la Terre.

Bien que recouvrant près des trois quarts de la surface émergée de la Terre, les roches sédimentaires restent relativement superficielles et n'occupent guère que le 5% des masses continentales. Pour le géologue, l'intérêt des roches sédimentaires est considérable car il peut y lire l’histoire de notre planète au cours des cinq cents derniers millions d’années.

Depuis longtemps déjà on connaît le mécanisme de formation des roches sédimentaires. Les couches se déposent successivement les unes par dessus les autres, les plus jeunes recouvrant les plus anciennes. La présence de fossiles identiques dans des roches éloignées les unes des autres facilite l'établissement de corrélations entre elles. De plus, le faciès des roches et la nature des fossiles qu’elles renferment nous renseignent sur les milieux dans lesquelles elles se sont formées. On peut aussi reconstituer les conditions climatiques qui régnaient au moment de leur formation.

L’étude des relations géométriques des diverses couches entre elles permet de reconstituer les grands mouvements géologiques qui ont donné naissances aux chaînes de montagne.

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Toutes ces études ont conduit les géologues à subdiviser l’ensemble des roches sédimentaires en quatre grandes ères dont les limites correspondant à la disparition rapide de nombreuses espèces vivante et l’apparition de nouvelles espèces. Celles-ci se subdivisent à leur tour en périodes géologiques : Carbonifère, Trias, Jurassique par exemple. Ces grandes divisions sont reconnaissables sur l’ensemble de la Planète. Régionalement, les périodes géologiques se subdivisent à leur tour en époques puis en étages géologiques.

Echelle des temps géologiques ( En millions d'années )

Apparition des êtres vivants Ages Eres Périodes Types de roche

Etres humains 1,6

Quaternaire Holocène

4 Pléistocène

Mammifères herbivores et carnivores

10 Cénozoïque ( Tertiaire )

Pliocène sables 37 Miocène 45 Eocène calcaires 70 Oligocène sables

Primates Marsupiaux

Mésozoïque ( Secondaire )

Crétacé craie

144 sables

Oiseaux Plantes à fleurs

Jurassique

calcaires 213 marnes

Dinosaures Mammifères 248

Trias grès

Reptiles Fougères-conifères 286

Paléozoïque ( Primaire )

Permien

Reptiles Forêts de Fougères

Carbonifère

houiller 360 calcaires

Amphibiens Insectes

Dévonien

schistes grès

408 schistes Animaux terrestres 435

Silurien schistes noduleux

Poissons 500 Ordovicien grès Mollusques Trilobites 540

Cambrien argiles

Algues 700 Protérozoïque ( Précambrien )

granit Cellules Eucaryotes 2500

schistes métamorphiques

Cellules Procaryotes 3500 Archéen

( Précambrien ) Roches métamorphiques

4600

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Chapitre III : Le métamorphisme et les roches métamorphiques

I / Définition

Le métamorphisme est l'ensemble des transformations d'une roche à l'état solide du fait de la variation de la pression et de la température, avec cristallisation de nouveaux minéraux, et changement de textures et de structures.

Le métamorphisme a lieu en profondeur, dans les entrailles de la Terre. N'importe quelle roche peut être métamorphisée. Ce peut être une roche sédimentaire, magmatique ou même une roche métamorphique déjà existante. Selon la nature de la roche de départ on distingue :

- le para-métamorphisme : roche sédimentaire métamorphisée (roche paradérivéé) - l'ortho-métamorphisme : roche magmatique métamorphisée (roche orthodérivée) - le poly-métamorphisme : roche métamorphique métamorphisée (roche polymétamorphique)

Ces transformations se produisent généralement sans modifications chimiques (on parle de métamorphisme isochimique), mais parfois avec des pertes (ou adjonctions) locales d'ions (on parle alors de métamorphisme allochimique ou métassomatique).

Qu’est ce qui provoque cette transformation?

Une roche est caractérisée par un assemblage minéralogique.

- Cet assemblage est stable seulement pour des conditions de Pression et de Température données. - Si P et T varient, alors les minéraux se transforment en nouveaux minéraux stables dans les nouvelles conditions P-T

II/ Limites du métamorphisme (Où commence le métamorphisme, où finit-il ?) La diagenèse, cette transformation à basse température d'un sédiment meuble en une roche consolidée, pourrait déjà être considérée comme un début de métamorphisme. Toutefois, les pétrographes ont établi une coupure arbitraire et ne considèrent comme appartenant au métamorphisme que les phénomènes qui se déroulent au-dessus de 100° C et de 1 kb (= 1'000 bars)1. À l’opposé, la fusion partielle ou totale d'une roche sous l'effet d'une augmentation très importante de la température constitue le terme extrême du métamorphisme. Ce sont alors les processus caractérisant la genèse des roches éruptives qui entrent en jeu.

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Diagramme schématique pression / température pour différents types de métamorphisme (d’après winkler)

III / Les facteurs du métamorphisme (Les causes du métamorphisme) Les principaux sont la température et la pression, mais il en existe d'autres qu'il ne faut pas négliger, notamment les

fluides.

1/ Température

L’augmentation de température a plusieurs origines, dont les plus importantes sont l’enfouissement et les intrusions magmatiques :

- enfouissement : Plus on s'enfonce sous terre, plus la température ambiante augmente. En moyenne l'augmentation est de 3°C tous les 100 mètres, c'est le gradient géothermique moyen, mais il existe des variations selon les zones. les cratons, régions peu actives du globe, appelées aussi boucliers, ont un gradient faible (1°C /100m), les zones actives ont au contraire un gradient élevé (10°C /100m).

- intrusion magmatique : c'est le cas du métamorphisme de contact.

Répartition des Isothermes dans la Lithosphère (Isothermes = courbes d'égale Températures (en °C))

Fig.2 : Répartition des Isothermes dans la Lithosphère

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Ce schéma est une situation idéalisée de la partie supérieure du globe, dans le cadre de la Tectonique des Plaques. Do, la dorsale océanique, se situe à la verticale des parties ascendantes des cellules convectives du manteau (flèches). La montée du manteau chaud et le transfert de magmas basiques qui lui est associé, à l'origine de la lithosphère océanique, engendrent un transfert de chaleur considérable vers la surface : les courbes isothermes y sont très resserrées.

A l'intérieur des plaques stables, en s'éloignant de la ride, la lithosphère nouvellement formée se refroidit, les courbes isothermes s'espacent.

Dans une zone de subduction (Zs), à la verticale des parties descendantes des cellules convectives, la lithosphère océanique froide s'enfonce dans le manteau chaud. Cependant, elle ne se réchauffe que lentement, car les roches ont une mauvaise conductivité thermique. En conséquence, les isothermes vont s'enfoncer dans le manteau.

Aux limites des plaques (zones instables), le transfert de chaleur est essentiellement advectif ; il est essentiellement conductif à l'intérieur (zones stables).

2/ Pression

L'augmentation de pression peut avoir différentes origines :

- Pression lithostatique (ou pression solide) : elle est due au poids des roches accumulées par subsidence sédimentaire, par subduction ou par chevauchement et charriage. Pl = poids des terrains = ρgz (d = densité moyenne des roches, g = intensité de la pesanteur, h = profondeur). Ex : Pour ρ = 2600kgm-3(croûte continentale) P = 26 MPa /Km environ 1 kbar /4 Km.

- au niveau de la mer : 1 bar = 1000 hPa - à 1 Km de profondeur : 26 MPa - au niveau du Moho : 1 Gpa - à 100 Km DE profondeur : 3 G Pa

• Pression hydrostatique : C'est la pression des fluides (CO2, H2O). Elle intervient surtout lors de leur libération.

• Pression de contraintes : Ce sont les pressions orientées par des phénomènes tectoniques.

- Dans les zones tectoniquement actives - Recristallisation sous la contrainte - Formation de structures orientées - Schistosité, foliation

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3/ Le facteur temps

Dans le métamorphisme, le facteur temps est très important. Les minéraux sont stables dans les conditions de température et de pression qui ont présidé à leur formation. Lorsque ces conditions changent, ils deviennent instables et des transformations minéralogiques se produisent.

Cependant, la plupart des minéraux restent stables lorsque la durée du changement est faible, on dit qu’ils sont « métastables ». Ce n’est que lorsque les conditions changent durablement que les transformations physiques et chimiques ont le temps de se produire.

III / Les différents 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 différents types de métamorphisme reflètent les niveaux différents d'importance de ces deux processus :

métamorphisme de contact métamorphisme régional métamorphisme d'enfouissement

1/ Le métamorphisme de contact.

Il est en relation avec des intrusions magmatiques.

Les roches sont métamorphisées au contact des intrusions magmatiques. Le facteur principal qui intervient est la température, il y a peu de déformation liées à la pression. La zone métamorphisée est réduite et dessine une auréole de métamorphisme autour de l’intrusion. Pas d'orientation des minéraux de la roche (pas de contraintes orientées).

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Développement d’une auréole de métamorphisme autour d’une i,ntrusion granitique

2/ Le métamorphisme régional

Il coïncide avec les domaines orogéniques et apparaît au niveaux des socles des anciennes chaînes de montagnes (voir figure ci-dessous

C’est le type de métamorphisme le plus important. Ses effets peuvent affecter une superficie de plusieurs milliers de kilomètres carrés. Ce métamorphisme entraîne les deux processus majeurs, la déformation mécanique et la recristallisation des minéraux. les facteurs responsables de ce métamorphisme sont la pression et la température d’où son nom de métamorphisme thermodynamique, mais La principale cause est d'origine tectonique. C'est pourquoi les minéraux de ces roches métamorphiques sont souvent aplatis et orientés le long des plans de foliation et les roches sont schistosées ou foliées.

3/ Métamorphisme d'enfouissement

Il est dû à l’accumulation de sédiments dans un bassin sédimentaire pendant les périodes stables et en dehors des phases orogéniques. Lorsque les sédiments sont enfouis dans le bassin, les températures peuvent atteindre 300 °C ou plus pendant

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que la contrainte reste homogène et uniforme. Un métamorphisme d'enfouissement implique donc une importante recristallisation et des néoformations. la structure de la roches est peu changée et ne présentent pas de schistosité. Le métamorphisme d'enfouissement suit la diagenèse et précède le métamorphisme régional.

IV/ Notion de paragenèse et de faciès

1) Paragenèse

Une roche est caractérisée par l’ensemble des minéraux qui la composent. On parle d’assemblage minéralogique ou de paragénèse minérale La paragenèse est une association de minéraux en contact les uns des autres et en équilibre. Chaque espèce minérale est stable seulement pour des conditions de Température (et de pression) données. Lorsque les conditions physiques changent les minéraux en contact les uns avec les autres réagissent entre eux et donnent une autre paragenèse.

3) Faciès métamorphiques

C’est un domaine de opression et de température dans lequel on regroupe des roches quelle que soit leur composition, qui ont subit le métamorphisme dans des conditions de pression et de température voisines .

On prend pour référence des roches de composition basique, particulièrement sensibles aux variations T.P. et qui montrent des associations minéralogiques variées

Chaque faciès est caractérisé par une paragenèse qui lui est propre, et qui exprime des conditions physiques particulières.

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

Minéraux caractéristiques des différents faciès métamorphiques

roches basiques roche pélitiques

Schistes verts Chlorite, Albite, Actinote, Epidote Biotite, Muscovite, Chlorite, Chloritoïde

Amphibolites Plagioclase, Hornblende Biotite, Muscovite, Staurotide, Grenat, Al2SiO5

Granulites Plagioclase, Clinopyroxène, Orthopyroxène Biotite, Grenat, Cordiérite, Al2SiO5

Schistes bleus Glaucophane, Epidote, Chlorite, Lawsonite Muscovite, Chlorite, Chloritoïde, Grenat

Eclogites Grenat, Omphacite Grenat, Muscovite, Disthène

Schiste-Bleu amphibole bleu, chlorite, épidotes amphibole bleu, chlorite, quartz, muscovite

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V/ Les zones de métamorphisme Elles permettent d'établir une classification en fonction de l'intensité du métamorphisme ramenée à la profondeur

- L'anchizone : C'est la zone intermédiaire entre diagenèse et métamorphisme. - L'épizone : zone supérieure caractérisée par des températures et des pressions lithostatiques basses et des stress forts. Elle correspond au métamorphisme de basse pression et de température faible (300 à 500°C). On y trouve de nombreux minéraux hydroxylés. - La mésozone : Elle caractérise un métamorphisme moyen, avec appartition de biotite, muscovite, staurotide, amphiboles et disthène. - La catazone : zone inférieure à température encore plus élevée, à pressions lithostatiques fortes et stress négligeable. Elle correspond à un métamorphisme intense. Température et pression y sont élevées mais il y a peu de contraintes. Les minéraux que l'on y trouve sont la sillimanite, l'andalousite, les grenats

Domaine température-pression du métamorphisme. E = épizone; M = mésozone ; C = catazone (notez que la catazone correspond au domaine de fusion des roches saturées en eau. Le domaine à gauche de l'épizone est le domaine de la diagenèse

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VI/ Les séries métamorphiques la nature des minéraux d’une roche métamorphique dépend de la roche de départ. Ainsi certaines roches sont caractéristiques d'une série métamorphique (d'après Pomerol):

Roches sédimentaires Roches ignées

Argiles ou pélites Grès

Calcaires ou dolomies

Marnes Granites Gabbros

Phyllades

Marbres et cipolins

Micashistes

Schite vert Schistes Quartzites

Chloritoschistes

Micashistes à 2 micas

Gneiss à 2 micas Leptynites Serpentinites Amphibolites et pyroxénites

Orthogneiss Amphibolites et pyroxénites

Leptynites à cordiérites et leptynites à grenat

Eclogites

Evolution des roches soumises au métamorphisme

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VII / Structure des roches métamorphiques Les roches métamorphiques subissent souvent des déformations. Ces contraintes entraînent l'apparition de structures particulières dans la roche. On peut en distinguer 3 types qui se succèdent avec l'intensité du métamorphisme :

- la stratification qui est issue des phénomènes de sédimentation. Elle concerne le débit de la roche.

- la schistosité où la roche se débite en feuillets de même composition minéralogique. Cette disposition apparaît à partir de 5 km de profondeur. Elle est souvent à relier aux contraintes tectoniques. Le plus souvent la schistosité est perpendiculaire ou oblique aux forces en jeu.

- la foliation où certains minéraux de la roches se transforment. Les nouveaux minéraux qui apparaissent s'aplatissent et s'orientent selon la direction de la schistosité. Ils peuvent se regrouper sous forme de lit. Le front de foliation serait situé vers 10 Km de profondeur. (Micaschistes, gneiss).

VIII/ Quelques exemples de 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, granite ….).

Nom origine minéraux structures Ardoise le produit d'un degré faible de

métamorphisme d'un shale et d'une argilite (à grain très fin).

quartz, minéraux argileux, feldspaths

clivage ardoisier

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

quartz, plagioclase, biotite, grenat, silicates d’alumine

forte foliation - schistosité

Gneiss Orthogneiss paragneiss

le produit de la ségrégation de minéraux dans le métamorphisme de degré élevé un granite ou une rhyolite (roche magmatique) une série sédimentaire de nature arkosique

couches riches en biotites , grenat, silicates d’alumine séparées par des couches riches en plagioclase et quartz. + feldspath potassique antétectoniques sous forme de yeux pas de phénocristaux de feldspath potassique

forte foliation avec des niveaux claires et des niveaux sombres

Amphibolite le produit de métamorphisme d'un degré intermédiaire d'un basalte

plagioclase, amphibole (± grenat)

faible foliation (pas de micas ou chlorite)

Un marbre c’est le produit du métamorphisme d'un calcaire

calcite (± diopside, idocrase, grenat …

non orientée

Un quartzite il est formé par le métamorphisme d'un grès.

quartz non orientée

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Références bibliographiques

- Eléments de géologie, (11e édition) - Charles Pomerol & Maurice Renard - Coll. Enseignement des Sciences de la Terre - éd : Masson, 1997. - Géologie : objets et méthodes, (9e édition) - Jean Dercourt & Jacques Paquet - éd : Dunod, 1995. - Géologie Appliquée au Génie Civil » - Notes du cours de Jean-Pierre Michel prises par Olivier Germain au courant de l’année académique 1996-1997. - Dictionnaire de Géologie, (4e édition) - Alain Foucault & Jean-François Raoult - éd : Masson, 1995. - Guide des Pierres et Minéraux, (1e édition) - Walter Schumann - éd : Delachaux et Niestlé, 1989. - Introduction à la Géoologie de l’Ingénieur » (2e édition) – L. Calembert & J. Pel – Cours de la Faculté des Sciences Appliquées de l’Université de Liège, 1972. - Guide de lecture des cartes géologiques de Wallonie » - L. Dejonghe – éd : Direction Générale des Ressources Naturelles et de l’Environnement, 1998. - Planète Terre » - Pierre-André Bourque – Université Laval (Québec) – cours de géologie générale disponible sur le cite, http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/science.terre.html - Cours de Géologie Appliquée au Génie Civil Notions de pétrographie. Rédigé par Philippe JOYE Disponible sur le cite, www.ir2008.bepolytech.be/files/ir3/CNST343/cours/CNST343_petrographie.pdf -