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1- Les roches ignées (magmatiques)
Les magmas originent tous du manteau. Les roches magmatiques, issues de
la cristallisation des magmas, devraient donc avoir toutes la même
composition. Ca n'est pas le cas. Pourquoi? Pour bien répondre à cette
question, 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.
Prenons comme exemple la cristallisation d'un magma qui refroidit dans une chambre magmatique (schéma ci-dessous).
Les critaux ne vont pas se former tous en même temps comme l'exprime la
série de Bowen. Les premiers minéraux à cristalliser seront évidemment
les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et
amphiboles ensuite. Ces cristaux vont se former dans le magma et vont
sédimenter vers la base de la chambre magmatique pour former une roche
riche en olivine, pyroxène et amphibole, une roche ignée mafique, un
gabbro par exemple (roche ignée "A" sur le schéma). Le liquide résiduel
sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de
composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une
composition disons intermédiaire
Si ce magma est introduit dans une chambre secondaire (schéma
ci-dessus) et qu'il poursuit son refroidissement, les premiers minéraux
à cristalliser seront les amphiboles, les biotites, le quartz et
certains feldspaths plagioclases, ce qui produira une roche ignée
intermédiaire, une diorite par exemple (roche ignée "B" sur le schéma).
Si ce magma fait son chemin jusqu'à la surface, on aura des laves
andésitiques. Ainsi, à partir d'un magma de composition donnée, on peut
obtenir plus d'un type de roche ignée.
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 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 "sloche" (nos amis français diraient gadoue). 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 sloche, 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 sloche. Le liquide peut
être extrait de la sloche 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.
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 la péridotite 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 le cas de collision de lithosphère océanique contre
lithosphère océanique, il s'exprime par la formation d'un arc volcanique
insulaire.
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 élevés, il se produit des magmas mafiques alimentant
des coulées de laves basaltiques en surface.
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