{"partition": "head_middle", "source_domain": "coursgeologie.com", "digest": "sha1:DLEOVWLVQSMWMQURTX6WMMY6C5HICI26", "path": "/lustre/fsn1/projects/rech/qgz/uzq54wg/processed_redpajama/base_processing/output/fr/2014-15/000_00004.parquet"}
Cours de Géologie :)
Gagner Du Temps, Trouvez Ce Que Vous Voulez En Remplissant Ce Formulaire
Lexique de géologie
Géologie Génerale
Géophysique
Minéralogie
Paléontologie et Géologie Historique
Pétrologie
Pétrographie
Volcans et Volcanologie
Stratigraphie
Hydrogeologie et Hydrologie
Sédimentologie
Pédologie
Géologie des Argiles
Tectonique
Sismologie
Géomorphologie
Géotechnique
Géologie Maghrébine
Géodynamique
Géochimie
Pétrole et Gaz
Traitement des eaux
Océanographie
schémas et illustrations
قسم الجيولوجيا
Quel est votre activité ?
Ingénierie
Enseignant
Chercheur
L'histoire de la terre en images
L'oxygénation de l'atmosphère terrestre
Classification des sols
structure interne de la Terre
Environnements et processus sédimentaires
Les Eaux Souterraines
Bréviaire des pierres précieuses
Geologie du maroc
Le grand calendrier des temps geologiques
Carte géologique de la Tunisie
Geologie de l'Algerie
Reconnaissance des roches et minéraux
Les types de roches
Les lames minces en geologie
La tectonique globale
Formation d'un gisement Les failles
La ceinture de feu du Pacifique
Cours Gratuit
Logiciels Gratuit
RéférencesPlanète TerreVolcansl'alelier de géologieJacques BeauchampSédimentologieAstronomieBiodeugManicoreLa géologie de la Tunisie
Géologie Génerale	Les grands types de roches et leurs modes de formation Les grands types de roches et leurs modes de formation
Abonnez-vous à coursgeologie.com
Les grands types de roches et leurs modes de formation
Roche: matériau formé, en général, d'un assemblage de minéraux et présentant une certaine homogénéité statistique.
Minéral: Espèce chimique naturelle se présentant le plus souvent sous forme de solide cristallin. La classification est basée sur leurs caractères chimiques et cristallographiques. quelques exemples de grandes classes de minéraux:
- les carbonates, les phosphates, les sulfates, les silicates...
Donc: une roche = un assemblage de minéraux un minéral = un assemblage ordonné (cristal) d'atomes
On distingue 3 grands groupes de roches que l'on différencie par leur mode de formation:
- les roches magmatiques (ou roches ignées): elles résultent de la cristallisation d'un magma;
- les roches sédimentaires: ce sont des roches exogènes, c'est à dire formées à la surface de la Terre.
- les roches métamorphiques: roches résultant de la transformation, à l'état solide, d'une roche originelle du fait d'une augmentation de pression et/ou de température. Lors de cette transformation, il y a généralement cristallisation de nouveaux minéraux (néoformés) et la roche acquière une texture particulière (ex:schistosité = débit en feuillets)
I - Les roches magmatiques
1- Structure interne et composition du globe terrestre
On a longtemps cru, et l'idée reste encore ancrée dans le grand public, que l'intérieur de la
Terre était le siège d'un "feu central" et qu'il était constitué de matière en fusion qui remontait à la surface lors des éruptions volcaniques.
On sait en effet depuis très longtemps que la température augmente avec la profondeur et les mineurs s'en apercevaient très bien lorsqu'ils descendaient au fond de la mine. L'augmentation de température mesurée à la surface est de l'ordre de 3°C/100m.
Rapide calcul: 3°C/100m = 3000°C à 100km de profondeur !!
Or 3000°C, c'est bien supérieur à 1200°C, température moyenne d'une lave basaltique à
Hawai. Il est alors tentant de dire que l'intérieur de la Terre est en fusion! Et bien non, car on n'oublie une chose: la pression inhibe la fusion (transition solide/liquide).
Aujourd'hui, grâce à la géophysique, on sait très bien que la grande majorité du globe est solide avec quelques exceptions. Structure du globe:
Rayon terrestre: 6378 km à l'équateur, 6356 km aux pôles. de 0 à 30 km de profondeur: croûte terrestre. A 30 km, on a ce qu'on appelle la discontinuité de Mohorovicic (ou MOHO). densité de la croûte: 2.7 à 2.9.
- de 30 à 670 km: Manteau supérieur
- 670 km à 2900 km: manteau inférieur
- le manteau est composé essentiellement de Péridotite (roche composée d'olivine, pyroxènes etc...). La limite entre manteau sup et inf est déterminée par un changement de phase cristalline de l'olivine (minéral de la péridotite). On reverra cela dans le cours de sismologie.
- Manteau terrestre et croûte sont solides.
- de 2900 km à 5000 km: noyau externe, composé de Fe (86%), S (12%) et Ni (2%). Le noyau externe est liquide (on reverra cela également dans le cours de sismologie)!!
- de 5000 km à 6356 km: noyau interne, composé de Fe (80%) et Ni (20%).
Il existe une autre découpe des enveloppes superficielles:
- de 0 à 100 km: Lithosphère,
- de 100 à 670 km: Asthénosphère.
Tableau (document distribué en cours) des compositions moyennes des différentes enveloppes (croûte et manteau): Une chose à retenir: SiO2 (que l'on nomme généralement la silice) est la molécule la plus abondante dans la croûte et le manteau terrestre. SiO2 est à la base de la famille de minéraux la plus répandue sur Terre, les silicates (quartz, micas, feldspaths, amphiboles, pyroxènes etc... sont des silicates).
Le quartz est du SiO2 pur!
La Terre est donc essentiellement solide et formée de roches constituées de minéraux majoritaires: les silicates!
La naissance d'un magma dans cette Terre solide est donc un phénomène assez exceptionnel qui demande des conditions bien précises et en particulier un déséquilibre thermique local ou régional.
La naissance des magmas se fait, en général, entre 10 et 200 km de profondeur.
2- Origines des magmas
Définition: Un magma est un bain naturel fondu de nature silicatée ou alumino-silicatée. La teneur en SiO2 (silice) varie de 40 à 75% en poids.
Un magma est constitué de 3 phases:
- une phase liquide qui représente entre 10 et 70% du magma,
- une phase solide: les magmas résultent de la fusion partielle d'une roche. Il reste donc des morceaux de la roche primaire et on trouve également des morceaux de roches qui ont été incorporés dans le magma lors de sa remontée par des conduits magmatiques.
- une phase gazeuse (eau en majorité), en proportion variable (1 à 7%)
Les magmas sont également caractérisés par leur température qui varie de 700°C pour un magma granitique à 1200°C pour un magma basaltique. Le magmatisme dans le cadre de la tectonique des plaques
Les phénomènes magmatiques se situent dans 3 grands types de zones à l'échelle des plaques:
- les limites divergentes entre plaques (dorsales océaniques),
- les limites de convergence,
- les sites intraplaques,
Regarder le graph avec solidus/liquidus etc...
3 possibilités extrêmes peuvent provoquer la fusion partielle d'une péridotite du manteau (pour la faire passer au delà du solidus):
Cas 1: une chute de pression peut engendrer la formation d'un magma si la température reste plus ou moins constante. Cela se produit au niveau des dorsales. A ce niveau, la lithosphère s'étire, s'amincit, ce qui provoque une diminution de la pression du manteau asthénosphérique dessous qui a tendance à remonter (voir schéma du poly). Le manteau remonte sans perdre énormément de chaleur (décompression adiabatique), ce qui provoque la fusion et la formation d'un magma. Une fois formé, ce magma remonte en surface et va progressivement former la croûte océanique (constituée de basalte).
Cas 2: Augmentation de température: Au milieu des plaques, on trouve des volcans qui correspondent la plus part du temps à des points chauds (ex: Hawaï). Ils se situent à l'aplomb de courants asthénosphériques ascendant très lents (n'oubliez pas que le manteau est solide, mais il se déforme (voir le cours 2)) qui animent le manteau. La chaleur apportée par ces panaches chauds qui remontent suffit à augmenter la température de la base de la lithosphère et à provoquer la fusion partielle du manteau (entre 70 et 170 km de profondeur).
Cas 3: Abaissement du point de fusion par apport d'eau: Quand on ajoute de l'eau dans le manteau, la courbe de solidus de la péridotite est abaissée. C'est ce qui se passe dans les zones de subduction. Dans ces zones, la croûte océanique (qui est restée en général plusieurs dizaines de millions d'années sous l'eau des océans) plonge dans le manteau terrestre (voir schéma). Elle entraîne avec elle une quantité importante d'eau incorporée dans les minéraux hydratés tels que les argiles, les micas, les amphiboles etc... Au fur et à mesure que la plaque plonge, la pression augmente et les minéraux vont progressivement se déstabiliser et perdre leur eau. Cette eau libérée à une centaine de km de profondeur, abaissent la température de fusion du manteau et il se produit une fusion. Tous les volcans autours du Pacifiques (ceinture de feu) sont le témoin de ce genre de magmatisme.
3- Fusion partielle et cristallisation fractionnée à l'origine de la diversité des roches magmatiques
Lorsque l'on compare les compositions chimiques des roches-mères d'origine mantellique, qui subissent la fusion pour donner le magma, et les roches magmatiques qui sont issues de la cristallisation de ce même magma, on constate qu'elles sont très différentes! Pourquoi cette différence? Plusieurs mécanismes sont à l'origine de cela, et parmi eux, 2 sont extrêmement importants:
- la fusion partielle
- la cristallisation fractionnée Fusion partielle:
Lorsqu'un matériau rocheux fond, la fusion n'est que très rarement totale (sauf parfois lors d'une fusion de la croûte continentale dans des conditions particulières). Dans la plupart des cas, le fusion n'est que partielle et dépasse rarement 30%. Or cette fusion partielle est incongruente. C'est à dire que le liquide obtenu n'a pas la même composition que la roche de départ. Comment cela est il possible? Et bien, une roche est une association de minéraux de natures différentes. Or tous les minéraux ne fondent pas à la même température et les éléments chimiques vont avoir des comportements différents lors de la fusion. Certains éléments sont dits "hygromagmatophiles", c'est à dire qu'ils passent préférentiellement dans la phase fluide.
Exemple: le potassium K passe très rapidement dans la phase liquide. Ainsi:
- si le taux de fusion est faible, le K et d'autres alcalins vont passer rapidement dans la phase fluide. Le liquide sera donc riche en K et alcalins.
- si le taux de fusion est important, tout le K et les alcalins seront bien dans le liquide, mais d'autres éléments moins hygromagmatophiles vont également passer dans le liquide. Le magma sera donc proportionnellement moins riche en K et alcalins (car ils seront en quelque sorte dilués au milieu des autres éléments!!)
Donc: - si taux de fusion faible (5%): liquide riche en alcalins et alcalino-terreux. On parlera de magma alcalin
- si taux de fusion élevé (30%): liquide pauvre en alcalins. On parlera de magma toléïtique.
Cristallisation fractionnée
La différence de comportement des éléments chimiques observée lors de la fusion partielle est également observée lorsque le magma cristallise en refroidissant.
Lors de sa remontée vers la surface, un magma peut séjourner plus ou moins longtemps dans des chambres magmatiques où il va progressivement refroidir et commencer à cristalliser. Les premiers minéraux qui vont se former sont des minéraux ferromagnésien (Fe+Mg). Donc le liquide magmatique va progressivement s'appauvrir en Fe et Mg! et inversement, le fluide va progressivement s'enrichir en Si et Al.
Donc un magma initial riche en Fe et Mg va progressivement s'appauvrir en ces 2 éléments et s'enrichir en Si et Al au cours du refroidissement et de la cristallisation fractionnée du magma.
C'est ce qu'on appelle "la différenciation magmatique".
On classe généralement les roches et les magmas en fonction de leur teneur en Si:
- roches (magma) acide = SiO2 > 65% (ex: le granite), (le magma a subi une forte différenciation)
- roches intermédiaires = 52% < SiO2 < 65%
- roches basiques = 45% < SiO2 < 52%: (ex: le basalte)
- roches ultrabasiques = SiO2 < 45% (ex: la péridotite du manteau)
Donc, le granite résulte d'un magma très différencié, très loin en terme de composition d'un magma d'origine mantellique. Comme le magma a subi une forte différenciation, c'est qu'il s'est refroidi, donc la température d'un magma granitique sera peu élevée (700°C).
Les basaltes, en revanche, sont des roches basiques, donc assez "pauvres" en SiO2. Le magma d'origine n'a subi que peu de différenciation, donc peu de refroidissement. Les laves basaltiques sont donc beaucoup plus chaudes (1200°C), c'est pour cela qu'elles sont très fluides et que l'on voit de très belles coulées fluides qui coulent à Hawaï.
4- Modes de gisement des roches magmatiques
Un gabbro et un basalte sont 2 roches magmatiques qui ont sensiblement la même composition chimique. Pourtant, dans le gabbro, on observe des cristaux millimétriques alors que dans le basalte, on n'en voit quasiment pas à l'oeil nu (quelques uns seulement). Pourquoi cette différence??
A partir d'un même magma, la texture (présence ou non de minéraux visibles a l'oeil nu) de la roche obtenue dépend de la vitesse de refroidissement. Plus le refroidissement sera lent, plus les minéraux vont croître. Si, en revanche, la vitesse de refroidissement est importante, les minéraux n'ont pas le temps de se former, ils vont être microscopiques. Si la vitesse de refroidissement est extrême (lors de la rencontre d'un magma et de l'eau), aucun minéral cristallin n'apparaît, et la roche prend une structure dite "vitreuse" (ex: obsidienne). C'est le phénomène de trempe.
On va ainsi distinguer :
les roches à texture grenue où tous les minéraux sont visibles à l'oeil nu et ont une taille millimétrique,
les roches à texture microgrenue, où l'on observe quelques minéraux visibles à l'oeil nu mais l'essentiel de la roche est formée de minéraux parfaitement visibles au microscope.
les roches à texture vitreuse, où il y a quelques cristaux mais l'essentiel de la roche est formé d'un verre (structure non ordonnée des atomes à la différence des cristaux).
De quoi dépend la vitesse de refroidissement d'un magma? du contraste de température entre le magma et son encaissant (ce qu'il y a autour). Cela dépend donc de l'endroit où cristallise le magma.
Si le magma refroidit en profondeur (où la température ambiante est assez élevée), le refroidissement va être lent, les minéraux vont croître. La roche obtenue sera une roche magmatique "plutonique" avec une texture grenue (ex: granite, gabbro).
Si le magma arrive en surface ou très proche de la surface, son refroidissement est beaucoup plus rapide car la température ambiante est plus faible. La roche obtenue sera une roche magmatique "volcanique", dont la texture sera en générale microgrenue ou vitreuse.
II – Les roches sédimentaires
Ce sont des roches exogènes, c'est à dire formées à la surface de la Terre et qui représentent 5% en volume de la croûte et en couvrent 75% de la surface. Elles sont très variées car leur génèse dépend de nombreux facteurs:
- nature initiale des matériaux désagrégés et altérés,
- type d'altération,
- mode de transport,
- zone de dépôt,
- les modalités de la diagénèse (ensemble des processus qui transforment un sédiment meuble en roche compacte et indurée). 1- Origine des composants sédimentaires
Les particules qui forment les roches sédimentaires résultent de l'attaque physique ou chimique des formations continentales. Cette attaque, c'est ce qu'on nomme l'altération.
L'aptitude d'une roche à l'altération (altérabilité) dépend d'un grand nombre de facteurs: nature et composition de la roche, composition de l'eau, température, degré de fracturation de la roche...
Altération physique (mécanique)
La désagrégation mécanique des roches par altération physique prédomine dans les régions marquées par des variations importantes de température. L'alternance gel/dégel conduit à fragmenter les roches. On peut rattacher à l'altération physique l'action mécanique d'organismes biologiques: croissance de racines, lichens, mousses, bactéries...
Altération chimique
Son action est beaucoup plus répandue que l'altération physique qu'elle accompagne souvent. Les roches qui affleurent à la surface, ex:granite, sont formées souvent de minéraux qui ont cristallisés en profondeur donc à haute température, haute pression. Ces roches ont été portées à l'affleurement par le jeu de l'érosion. Les minéraux ne sont donc plus stables à pression et température ambiante. Ils vont donc avoir tendance à se déstabiliser pour former de nouveaux minéraux qui seront, eux, à l'équilibre dans les conditions de surface. Les roches vont ainsi s'altérer pour donner des sols.
Le phénomène essentiel de l'altération chimique est l'hydrolyse, c'est à dire la soustraction progressive des ions des minéraux par l'eau.
Il est évident que la solubilité des minéraux dans l'eau varie en fonction de la nature chimique des minéraux et des propriétés de l'eau (tp°C, pH ...).
L'hydrolyse peut être schématisée ainsi:
Minéral primaire (roche) + solution d'attaque (eau faiblement chargée en ions) -->> minéral secondaire (qui vont former les sols) + solution de lessivage (eau chargée en ions).
Ordre de destruction des minéraux: voir schéma distribué en cours et notion donnée en TP.
A retenir: le quartz est le silicate le plus stable de tous!!
2- Principaux types de roches sédimentaires
Une partie minime des produits d'altération peut rester sur place et constituer des dépôts résiduels (les latérites). On y retrouve des éléments qui sont peu transportés par l'eau comme l'Aluminium -> gisement d'Al = latérites.
La principale partie des produits de l'altération superficielle est transportée par le vent, les eaux, les glaciers etc... vers les parties en creux des continents puis vers les mers et océans. L'accumulation sur le fond de la mer, des rivières ou des lacs par sédimentation des débris transportés à l'état solide dans l'eau donnera naissance aux dépôts détritiques (on dit encore dépôts clastiques ou terrigènes) puis aux roches détritiques après diagénèse (ex: le grès (roche) = sable compacté et consolidé).
La matière mise en solution durant l'altération chimique est acheminée par le réseau hydrographique vers les lacs, mers, océans où elle peut précipiter suivant différents processus:
- directement par processus physico-chimiques (évaporation de l'eau et sursaturation en ions qui aboutit à la précipitation). Les dépôts associés seront dits dépôts chimiques.
On parlera de roches sédimentaires d'origines chimiques et souvent de roches évaporitiques.
- grâce à l'intervention indirecte d'organismes végétaux qui en fixant le CO2 provoque la précipitation du carbonate (CaCO3) (2HCO3- + Ca2+ <-> CaCO3 + CO2 + H2O). Cela donnera naissance à certains calcaires lacustres.
- les substances en solution peuvent enfin être fixées dans le squelette des organismes vivants. A la mort de ces derniers, les coquilles ou squelettes s'accumulent sur le fond et finissent par former des dépôts dits "organo-détritiques". C'est ainsi que se forment la plupart des calcaires (calcaires coquilliers, craie...). Ces roches sédimentaires sont dites biochimiques.
Au cours des processus de sédimentation, il peut arriver que la matière organique (animale ou végétale) soit préservée au sein des dépôts et évoluent pour donner la tourbe, le charbon et tous les hydrocarbures (pétrole, gaz).
Les roches sédimentaires sont dominées par la fraction détritique:
- 86% des roches sedimentaires sont détritiques,
- 14% sont des calcaires,
- - de 1% = toutes les autres
III – Les roches métamorphiques
Def: Le métamorphisme est la transformation d'une roche à l'état solide du fait d'une augmentation de température et/ou de pression, avec souvent cristallisation de nouveaux minéraux, dits néoformés, et acquisition de textures particulières (ex:schistosité).
La roche de départ peut être n'importe quelle roche (magmatique, sédimentaire ou métamorphique).
Les roches métamorphiques se forment dans les zones de déformation intense de la croûte terrestre: les zones de subduction, les chaîne de montagnes etc...
exemple:
granite ->augmentation de T et P -> gneiss
calcaire->augmentation de T et P -> marbre
La source de cet article :
http://perso.univ-lemans.fr/~rmourg/cours1_geo103A.pdf
Détaille
Ajouter par : coursgeologie
Publié : le 15 septembre 2012 à 23:12
Cet article vous a plu ? Partagez-le !
Si vous avez trouvé ce livre sympa, merci de le partager en cliquant sur un ou plusieurs des boutons ci-dessous. Merci d'avance :
Ajoutez Un Commentaire
© Copyright 2011 - 2014 Coursgeologie.com