Club de minéralogie de Chamonix

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BRÈVE HISTOIRE DE QUELQUES ROCHES

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BRÈVE HISTOIRE DE QUELQUES ROCHES*  par Louis SEPTIER

 

 

 

I - LES ROCHES* MAGMATIQUES

            Il y a environ 4500 millions d'années que 1a Terre est formée. Notre planète était à l’origine à une température relativement élevée, même en surface, et les matériaux qui la constituaient étaient alors, sinon liquides tout au moins pâteux, visqueux et susceptibles de fluer facilement.

Le classement de ces matériaux constitutifs put alors s'effectuer par ordre de densité décroissante du centre vers la périphérie, tout au moins dans la mesure ou il s’agissait de phases insolubles les unes dans les autres.

            Les roches magmatiques sont apparues dès que le refroidissement de la surface du globe terrestre fut suffisant pour qu'elles puissent se solidifier: Leurs identités respectives ont alors résulté d'une différenciation physique (dimixtion) ou chimique (cristallisation fractionnée) des couches supérieures du magma primitif en cours de solidification. Ces roches ont donc préexisté, à l'érosion, à la sédimentation, à la diagenèse et au métamorphisme (II) voir schéma N° 1

   * Roche: assemblage de cristaux de même nature ou de natures différentes.

 

     I 1      Le Manteau

            Les roches du manteau sont directement issues du magma primitif, on les trouve à des profondeurs comprises entre 10 et 700 km et elles ne peuvent être visibles qu'à 1a suite d'accidents tectoniques majeurs (collision de plaques + obduction*)  au cours desquels elles ont presque toujours été plus ou moins métamorphisées (II).

* Obduction : Chevauchement d'une portion de Croûte Océanique ou mantellique sur une zone d'Écorce Continentale.

 

            Ces roches appelées ophiolites. péridotites ou encore roches vertes, sont généralement "emballées" dans des "schistes lustrés": dans les Alpes on les trouve à la périphérie Nord-occidentale des massifs cristallins internes grand Paradis, Haute Tarentaise, Haute Maurienne, Queyras ...) c'est a dire en des lieux occupés jadis par la mer de Téthys (ère secondaire + début du tertiaire avant la surrection des Alpes).

            Les roches du manteau sont très "basiques"*, pauvres en Silice (Si O2 < 50 %), en oxydes alcalins (Na2 O + K2 O < 2 %) et en Alumines (Al2 O3  < 5 %) mais riches en Magnésie et en oxydes de Fer (Mg O + Fe O ~ 50 %). Ces roches ont une forte densité (d ~ 3,4 ) et permettent une propagation rapide des ondes sismiques (Vp ª km / seconde ). Les géologues ont séparé les roches du manteau des roches plus superficielles (Écorce continentale et Croûte Océanique) par la discontinuité de Mohorovicic plus couramment appelée "Moho".

* à l'état solide ces péridotites sont formées principalement d'olivine, de pyroxène et de spinelle + présence possible d'amphiboles, de biotites et de Fs plagioclases.

            Suivant leurs propriétés mécaniques, on a coutume de distinguer deux régions dans le manteau:

- La portion supérieure rigide et indéformable du manteau est associée aux roches superficielles sous la dénomination de "Lithosphère", elle constitue donc la base des plaques tectoniques.

- La zone profonde du manteau, entre 100 et 700 km, est par contre déformable car les températures y sont suffisantes pour qu'une partie au moins de ses matériaux parviennent à l'état fondu: c'est dans ce milieu fluant et visqueux que se développent les puissants courants de convection qui sont les moteurs de la dérive des plaques tectoniques du manteau supérieur.

   

     I 2      L'écorce Continentale

            L'écorce continentale est particulièrement épaisse ( 20 à 70 km), et son ossature profonde est constituée par des roches appartenant à la famille des Granites: ces granites ne sont cependant pas toujours apparents car ils sont souvent dissimulés sous des roches sédimentaires dont l'épaisseur peut atteindre plusieurs kilomètres (cf ci-après II).

            Si les terres émergées occupent moins de 30 % de la superficie du globe terrestre, une partie au moins de leur frange immergée appartient également à l'écorce Continentale, dont la surface totale représente ainsi environ 40 % de notre planète.

            Les sédiments ne dissimulent pourtant pas entièrement à nos yeux les granites qui peuvent en être dégagés par différents processus:

      L'érosion peut désagréger les roches sédimentaires de la couverture, puis les transporter au loin: c'est le cas des grands "boucliers" continentaux d'âge paléozoïque ou précambrien (Canada, Scandinavie, Afrique, Sibérie ...).

      L'orogenèse des montagnes jeunes se traduit par le mouvement ascendant des roches magmatiques profondes qui, quand il est suffisamment puissant, peut parvenir à percer les couches sédimentaires de la couverture et à les faire glisser vers la périphérie de la chaîne nouvellement formée: les Alpes nous offrent, en particulier dans la région du Mt-Blanc, d'excellents exemples de ces phénomènes géologiques.

      Le volcanisme se matérialise par l'écoulement de laves d'origine magmatiques qui recouvrent des roches de formation plus ancienne. Nous noterons cependant dès à présent que les laves issues d'un magma granitique sont peu fréquentes (Esterel).

            Le granite est une roche "acide" typique, elle est riche en Silice SiO2 ( ~ 72 %), en Alumine Al2O3 (12 à 14 %) et en oxydes alcalins ( Na2O + K2O ~ 8 %), mais plus pauvre en oxyde de Calcium et en oxyde de Fer ( MgO +CaO + FeO ~ 5 %).

            Le granite est une roche peu dense ( d ~ 2,7), dans laquelle les ondes sismiques se propagent à une vitesse relativement modeste ( Vp ~ 5,5 Km/seconde), cette faible densité du granite, qui constitue l'essentiel de l'Écorce Continentale, lui a permis, après séparation et solidification des phases non miscibles, de "flotter" sur les roches plus denses du manteau (isostasie).

            C'est ainsi qu'à l'origine, l'écorce continentale aurait pu d'une part enfoncer ses racines dans le manteau jusqu'à une profondeur moyenne de 30 km et d'autre part former des reliefs émergent de 8 km environ.

            Les granites qui se sont refroidis très lentement en masses importantes, ont de gros cristaux* normalement non orientés** parmi lesquels des feldspaths (orthose), du quartz, des micas et plus rarement des amphiboles, sont les mieux représentés: la protogine du massif du Mt-Blanc en est un très bon exemple.

* Les granites filoniens (Vallorcine) qui se sont refroidis plus vite ont des cristaux plus fins que les granites des batholites de grandes dimensions.

** Certains granites d'anatexie, qui ont subi un léger métamorphisme lors de leur mise en place, peuvent avoir leurs cristaux faiblement orientés.

 

            L'effusion volcanique d'un magma acide (laves) se traduit évidemment par un refroidissement beaucoup plus rapide que celui subit par le magma granitique des batholites: les laves de même composition chimique que les granites (rhyolites) ont donc une cristallisation beaucoup plus fine que ceux-ci et leurs cristaux peuvent même être en partie noyés dans une phase vitreuse.

            Quand la vitesse de refroidissement de ces laves est suffisamment élevée, les cristaux peuvent même complètement disparaître et la roche devient entièrement vitreuse (obsidienne).

            L'origine des granites, a fait l'objet de très nombreuses recherches, dont il ressort que plusieurs modes de formation peuvent être envisagés:

      Aux temps primitifs, vers - 4000 millions* d'années et alors que la surface de la terre était encore à une température relativement élevée, se produisit la différenciation des magmas originels acides et basiques, leur solidification et le refroidissement lent des cristaux formés.

      Anatexie de gneiss et de granites (T & P élevées + présence de vapeur d'eau en excès) de formation plus ancienne.

      Cristallisation fractionnée de basaltes en profondeur (T & P élevées) + "métasomatose" potassique.

 
* Auparavant, c'est-à-dire entre -4000 et -4500 millions d'années, il ne semble pas que les conditions thermiques (températures trop élevées) et mécaniques (chocs fréquents de météorites) nécessaires à la formation d'une Écorce Continentale stable aient été réunies.

 

      Refusion d'une portion de plaque continentale plongeant sous une autre plaque continentale.

            Notons enfin que les granites, dont nous venons de parler et les basaltes dont nous allons parler, ne sont évidemment pas les seules familles de roches magmatiques, les syénites et les diorites entre autre, jouent souvent des rôles importants; mais nous nous bornerons ici à les mentionner car elles ont en général, des caractéristiques chimiques et minéralogiques intermédiaires entre les roches acides et les roches basiques.

   

     I 3      La Croûte Océanique

            La Croûte Océanique, qui repose également sur les régions supérieures du manteau, est beaucoup moins épaisse que l'Écorce Continentale ( quelques kilomètres au lieu de quelques dizaines de kilomètres) et les roches qui la compose sont beaucoup plus jeunes (200 millions d'années au lieu de 4000 millions d'années), car, alors que l'Écorce Continentale peut avoir une certaine pérennité, la Croûte Océanique est en constante construction par émission de laves tout au long des dorsales médio-océaniques des plaques en expansion et en constante destruction par plongée (subduction) sous les marges des plaques continentales adjacentes.

   

            Bien qu'il n'existe aucune preuve formelle, tout laisse à penser que le mécanisme continu de formation et de destruction de la Croûte Océanique s'est enclenché il y a plus de 4000 millions d'années, dès que la température a été assez basse pour que le manteau supérieur soit suffisamment solide pour servir de support à cette Croûte Océanique. La température de notre planète continuant à baisser, l'eau, jusque là cantonnée dans l'atmosphère à l'état de vapeur, put se condenser et former les océans dont les plaques océaniques constituaient le fond: on se souviendra en effet, que cette Croûte Océanique, épaisse de 2 km seulement, constituait des points bas par rapport à l'Écorce Continentale qui surmonte le manteau supérieur en moyenne de près de 8 kilomètres.

            Tout comme l'Écorce Continentale, la Croûte Océanique supporte des sédiments provenant de l'érosion des continents voisins. Cependant, la zone couverte par ces matériaux transportés est ici relativement moins importante car elle se limite à la marge des plaques continentales: plus au large, on retrouve donc rapidement les roches magmatiques à nu.

            La Croûte Océanique est essentiellement formée par des basaltes, qui sont des laves à structure microlitique, et non par des gabbros, qui sont des roches grenues de même composition chimique.: ceci va donc à l'encontre de l'Écorce continentale où les granites (structure grenue) sont beaucoup plus abondants que les rhyolites microlitiques.

            Le basalte est une roche "basique", mais moins basique que les péridotites du manteau: la Silice dépasse généralement 50 %, l'Alumine 15 %, le total des oxydes MgO + FeO + CaO est voisin de 30 % et les oxydes des métaux alcalins Na2O + K2O sont généralement compris entre 2 & 5 %

            Le basalte est une roche de densité moyenne ( d ~ 3) et la propagation des ondes sismiques s'y fait avec une vitesse voisine de 6 km/seconde: du point de vue minéralogique, on y trouve surtout des feldspaths plagioclases (Albite, Anorthite), des pyroxènes et des péridotes; les amphiboles, les feldspathoïdes et les micas sont plus rares; la phase vitreuse est peu abondante.

            Le basalte est, de beaucoup, la roche effusive la plus abondante, car si on lui joint sa voisine l'andésite, elles représentent 95 % des laves océaniques ou continentales: les basaltes, s'ils sont abondants dans les régions à dominante volcanique (Auvergne), sont rares dans le Sud-Est de la France où on ne les trouve guère que dans les environs de St. Tropez; quant aux gabbros, ils sont encore plus rares et n'apparaissent qu'à de rares emplacements des Alpes Dauphinoises (Alpe du Grand Serre).

 

 

            La formation des basaltes parait résulter de deux mécanismes principaux:

     Les laves basaltiques émises par les volcans des dorsales médio-océaniques trouvent leur origine dans les péridotites partiellement fondues du manteau sous-jacent: en effet, l'existence de fissures et de failles au centre de la plaque océanique en extension, permet la remontée des matériaux profonds du manteau, qui sont à des températures suffisantes pour que certains de leurs composants soient à l'état fondu. La remontée de ce magma vers la surface s'accompagne d'une baisse de sa température et de la précipitation de cristaux des minéraux les plus réfractaires; le point de fusion de la fraction liquide s'abaisse car elle tend vers la composition "eutectique" et la proportion de cristaux solides qu'elle entraîne diminue; enfin, après que la lave soit sortie du cratère, un refroidissement très rapide se produit au contact de l'eau de mer (lave en coussin) et la composition chimique du basalte se fige: durant ce voyage ascendant, la composition chimique du magma a donc évolué de celle des péridotes riches en forstérite vers celle des basaltes riches en pyroxène (SiO2, Al2O3 & Na2O+K2O augmentent, FeO se maintient, MgO diminue).

     Les plaques océaniques peuvent plonger sous les plaques continentales (subduction) et, parvenues à une certaine profondeur, refondre au moins partiellement. S'il y a fissuration de l'Écorce terrestre sus-jacente, par exemple lors de la formation d'un rift, la lave basaltique formée en profondeur peut remonter: si elle s'arrête avant la surface terrestre, elle refroidit lentement et devient un gabbros grenu, si elle sort du cratère du volcan, elle refroidit vite et acquiert une structure microlitique.

 

     I 4      De la Terre à la Lune

            L'origine de la lune a donné lieu à bien des polémiques, les uns pensant qu'elle était issue de la terre et les autres qu'elle avait connu une formation autonome: en tout état de cause, il était intéressant de comparer les compositions des principales roches magmatiques* terrestres et celles des roches lunaires maintenant connues grâce aux mission spatiales US et russes, qui nous ont apporté des échantillons de ces dernières.

* La lune n'étant le siège ni de mouvements tectoniques ni de transport des matériaux en place, ne possède donc ni roches métamorphiques, ni roches sédimentaires accessibles.

 

      % pondéraux      

   SiO2     

   Al2O3    

    CaO+MgO+FeO   

   Na2O+K2O   

    TiO2    

granites 73 13 5 8 <1
basaltes 52 15 30 2 <1
peridotites 44 4 50 1 <1
lune 49 21 27 <1 >2


 

            Qu'en conclure pour les roches lunaires? Leur composition paraît relativement voisine de celle des basaltes avec deux différences assez sensibles pour les teneurs en Alumine et en Titane qui semblent plus fortes dans les roches de notre satellite: toute conclusion définitive serait pourtant prématurée car ce tableau comparatif n'a été établi qu'à partir de 6 échantillons de roches lunaires, ce qui est bien peu !!!


 

            Contrairement à la lune*, la terre est un astre "vivant". A ce titre les roches qui constituent la surface de notre planète "vieillissent" et se désagrègent (érosion); les matériaux libérés par l'érosion se déplacent ou sont déplacés (transport); enfin parvenus dans une position relativement stable, les éléments constitutifs des anciennes roches se consolident à nouveau (diagénèse et métamorphisme) et retournent parfois même à l'état de magma (anatexie); les roches ainsi reconstituées peuvent être identiques aux roches dont elles sont issues, mais elles peuvent aussi être différentes**, en tout état de cause, elles sont alors prêtes à réapparaître à la surface de la terre (érosion et/ou orogenèse) et à parcourir un nouveau cycle de destruction et de reconstruction...

* Sur la lune, tout au plus, peut on trouver quelques traces d'érosion causées par les chocs thermiques auxquelles sont soumises les roches passant du jour à la nuit. De plus, il n'existe pas de plaques en mouvement, ni de volcanisme encore visible.

** Suivant le chemin parcouru, les matériaux issus d'un granite peuvent devenir lors d'une deuxième "vie" , un gneiss, une rhyolite... pourquoi pas un nouveau granite?

 

            Où donc chercher l'origine de ces grands cycles de la vie minérale? Sans doute peut on y voir les effets cumulés d'au moins trois causes principales, propres à notre planète:

1- Les phénomènes thermiques profonds et de grandes amplitudes dont le magma du manteau est le siège (gradients de température --> courants de convection --> déplacements des plaques --> orogenèse et/ou volcanisme).

2- L'existence à la surface du globe des conditions favorables à la rétention d'une atmosphère gazeuse dense (températures et pressions), et à la présence d'eau dans ses trois états (solide, liquide et gazeux)..

3- La composition chimique favorable de notre atmosphère: composition qui a d'ailleurs évoluée dans le temps sous l'effet conjugué de facteurs biologiques (photosynthèse) et volcaniques (émission gazeuses lors des éruptions).

            En un mot, la réunion sur notre planète de contraintes physico-chimiques très précises a permis non seulement l'apparition de la vie et de la mort des êtres vivants, mais également une perpétuelle transformation du monde minéral et la formation des roches sédimentaires et métamorphiques à partir des roches magmatiques, qui existaient seules à l'origine.

 

      II 1 Transformations superficielles des roches

          II 1a      L'érosion

 


            L'érosion est la première des transformations auxquelles sont soumises les roches superficielles en place, dont elle détruit la cohésion et modifie même parfois la nature.

            Bien des agents peuvent participer à ces transformations, seuls ou le plus souvent en association, mais vu leur nombre, nous nous bornerons ici à rappeler quelques uns des mécanismes les plus actifs: (en particulier, nous nous abstiendrons d'évoquer les effets de processus biologiques et les conséquences directes des actions des êtres vivants, homme compris).


  Les variations de températures se traduisent par l'alternance de phases de dilatation et de contraction de la face externe des roches, matériau particulièrement peu élastique, qui se desquame peu à peu: ce type d'érosion purement thermique est particulièrement important dans les déserts de la Zone Tropicale (Sahara, Kalahari, Néfoud ...) où les journées torrides, pendant lesquelles les faces ensoleillées des roches sombres peuvent monter à plus de 100 °C, succèdent à des nuits glaciales, pendant lesquelles les températures peuvent devenir négatives grâce à la transparence de l'atmosphère, pauvre en vapeur d'eau qui favorise le rayonnement nocturne.

     De fortes variations de température associées à des climats humides et froids se traduisent par un autre mécanisme de destruction. Pendant la journée, quand les températures sont positives, les anfractuosités des roches se remplissent d'eau qui gèle et se dilate pendant les heures froides de la nuit; ce type d'érosion est particulièrement puissant dans les zones de montagnes bien arrosées, où il peut entraîner non seulement le détachement et la chute de blocs*, mais parfois aussi le décollement de portions importantes des parois (Alpes, Caucase, Himalaya...)

* Une part importante des accidents mortels en montagne est liée aux chutes de pierres (Couloir du Goûter...). En effet, la glace formée dans les fissures agit comme un coin pour séparer les pierres de leurs assises; lors du réchauffement matinal, la glace fond et libère les "projectiles" jusque là soudés à la parois.

 

     L'eau elle-même possède au mois trois moyens d'érosion:

- Mécaniquement, non par elle-même, mais grâce aux matériaux qu'elle transporte après les avoir arrachés à des roches placées plus en amont: ce mode d'action est évidemment d'autant plus efficace que les grains abrasifs sont plus durs (sable, quartz, quartzite...), que la vitesse du courant est plus grande (pente) et que les terrains parcourus sont plus tendres.

- Physiquement par dissolution dans l'eau pure des minéraux hydrosolubles, tels que les roches salines (halite, carnalite, gypse...).

- Chimiquement, dans une eau chargée en gaz carbonique, il y a transformation des Carbonates peu solubles en Bicarbonates plus solubles (attaque des calcaires --> lapiaz):

                                CaCO3 +  CO2 + H2O  ------>  Ca (HCO3)2

Ou même par attaque de certains Silicates d'Alumine des roches magmatiques

4 K Al Si3 O8     +  (4 CO2 + 6H2 O)  ----------> 4 K H CO3   +   Al4 Si4 O10 (OH)8  +  8 SiO2


  Feldspath               Eau chargée en          ---------> Bicarbonate       Argile (Kaolin)         Quartz

  orthose                  gaz carbonique              de potassium      colloïdale     précipité

                                                                                 dissous

 

 

        Le bicarbonate de potassium très soluble dans l'eau, peut être entraîné jusqu'à la mer, l'Argile Colloïdale très fine ne se dépose qu'en eau calme souvent loin de son point d'origine, quant au quartz, il se précipite d'autant plus vite que ses grains sont gros.

        Dans le cas des côtes, l'action mécanique des vagues (coups de bélier) est complétée par les effets chimiques corrosifs du Chlorure de Sodium dissous: les adeptes de l'escalade savent combien il faut se méfier de la solidité des prises des rochers situés en bord de mer jusqu'à la limite supérieure de projection des embruns.

        L'action des glaciers est d'autant plus efficace, qu'aux effets faiblement abrasifs de la glace elle-même s'ajoutent ceux des matériaux transportés: il faut noter ici que la pression de la glace, épaisse parfois de plusieurs centaines de mètres, conduit à l'élargissement du fond des vallées glaciaires (profil transversal en U) alors que les vallées creusées par les torrents ont un profil transversal en V; dans le cas où il existe un torrent sous-glaciaire, il n'est pas rare de voir se former une gorge en V sous l'auge glaciaire principale.

        Le vent, enfin contribue lui aussi à l'érosion des roches par l'intermédiaire des matériaux qu'il emporte et qu'il projette avec violence contre les obstacles rencontrés dans sa course (cas fréquents dans les grands déserts de sable tels que les ergs sahariens). Ce mode d'abrasion est d'ailleurs utilisé dans l'industrie pour le surfaçage de pièces métalliques, il est alors appelé sablage.

        Quelle vitesse d'ablation de la surface terrestre peut on attribuer à ces différentes formes d'érosion? Cette question est trop complexe pour recevoir des réponses absolues, cas par cas. Cependant certains géologues, basant leurs calculs sur le rythme de dépôts des sédiments marins, on pu risquer des estimations moyennes à l'échelle du globe: 5 à 10 mm/1000 ans pour l'érosion chimique*, environ 10 fois plus pour l'érosion mécanique.

 

* Si on admet que les grands lapiaz alpins (Platé, Parmelan ...) sont en place depuis au moins 10 millions d'années, on arriverait ainsi à une ablation de 50 à 100 mètres d'épaisseur.

 

          II 1b      Le transport des matériaux

            Lorsque l'érosion les a libérés des ensembles massifs auxquels ils appartenaient, les fragments de roches deviennent susceptibles d'être déplacés par divers agents:

            - La pesanteur, elle-même d'autant plus active que les pentes sont plus fortes: les gros blocs vont généralement plus loin que les petits et les mouvements de l'ensemble obéissent aux règles qui régissent la pente des talus d'éboulement. Les effets de transports liés à la pesanteur peuvent se manifester à une échelle gigantesque: c'est le cas pour les nappes de charriage sédimentaires qui ont été déplacées de plusieurs dizaines de kilomètres lors de la mise en place des massifs alpins (Nappes Suisses, Chablais, les Annes, Sulens ...).

            - La pesanteur peut également manifester ses effets par l'intermédiaire des cours d'eau et des glaciers qu'elle met en mouvement et qui transportent les matériaux provenant de l'érosion des reliefs amonts: les glaciers alpins ont transporté des blocs morainiques jusqu'à Lyon et, une partie des alluvions déposées par le Rhône dans son delta proviennent du massif du Mt. Blanc (déplacement de plusieurs centaines de kilomètres).

            - Les différences de la pression atmosphérique, en général liées à des causes thermiques, qui existent à la surface de la terre, engendrent des vents d'autant plus violents que les gradients de pressions sont plus forts: ces vents sont également des agents de transport de matériaux divisés produits par l'érosion; la taille des matériaux ainsi déplacés est évidemment d'autant plus grande que leur densité est plus faible et que la vitesse du vent est plus forte.

          II 1c      La Sédimentation

            Considérons maintenant des particules de dimensions voisines soumises à l'action d'un fluide en mouvement, trois cas pouvant être considérés:

1- Quand la vitesse du fluide est très grande, les particules sont lancées* comme des projectiles sur les obstacles rencontrés par l'écoulement jusque là considéré comme rectiligne: il y a abrasion simultanée de l'obstacle et des particules, dont la granulométrie va se réduisant de chocs en chocs.

2- Pour des vitesses plus modestes, les particules ne quittent plus les lignes de courants quand les fluides rencontrent un obstacle, il n'y a plus abrasion, mais le transport des alluvions continue sans que leurs dimensions unitaires changent sensiblement.

3- Si enfin, la vitesse du fluide porteur s'abaisse au-dessous d'un seuil critique, le transport cesse et les particules se déposent sur le sol: on dit alors qu'il y a sédimentation, et les matériaux solides issus de l'érosion se déposent en couches horizontales ou peu inclinées. Ces dépôts peuvent atteindre des épaisseurs énormes, notamment en milieu marin, et l'on a relevé par exemple, une épaisseur de sédiments dépassant 20 kilomètres dans le nord du Golfe du Bengale, face à l'embouchure du Ganga et du Brahmapoutre.

            Le schéma n°5 illustre ces transformations superficielles par un exemple concret: Soit une particule rocheuse P de diamètre Di entraînée par un fluide (air ou eau) à la vitesse Vi (point A). Les chocs érosifs subis, lors de sa rencontre avec divers obstacles se traduisent d'une part par la diminution de son diamètre, et d'autre part, par une réduction de sa vitesse jusqu'à disparition de son pouvoir érosif (point B), durant les transports (segment BC) une légère auto érosion se poursuit et les vitesses décroissent encore; enfin la particule s'immobilise après sédimentation (segment CD). Ces transformations successives se sont donc accompagnées de réductions de dimensions (Di -> Df < Di) dont l'effet est de diminuer les vitesses critiques de passage d'une zone à l'autre, en particulier la Vitesse de Sédimentation, qui aurait été égale à V's si la particule avait gardé ses dimensions initiales, n'est donc en réalité que de Vs < V's.

 

 

            Nous avons jusqu'ici considéré des particules de dimensions et de densités données, placées en présence d'un fluide mobile défini (viscosité), que se passe-t-il quand ces conditions changent ?

            Quand la densité des particules augmente, il faut accroître les vitesses pour garder le même régime. C'est ce qui permet aux orpailleurs de séparer dans leurs batées, l'or (densité > 19 gr/cm3), qui sédimente, des alluvions (densités voisines de 3), qui restent en suspension dans le courant d'eau.

            Quand les dimensions des particules augmentent, il faut accroître la vitesse du fluide pour les transporter  et réciproquement , quand la vitesse du fluide diminue (torrent arrivant dans une plaine) les plus gros blocs se déposent en premier dans les lit du cours d'eau.

            Quand la viscosité du fluide transporteur diminue, il faut de plus grandes vitesses pour garder en suspension des particules de taille et de densité données, c'est ainsi qu'à vitesse égale, l'eau (viscosité 1000 x 10-6) peut transporter de plus grosses particules que l'air (viscosité 20 x 10-6).

            Avant de clore ce paragraphe, rappelons-nous que les réactions chimiques sont souvent réversibles, c'est ainsi que, quand l'eau courante perd son gaz carbonique, on a:

          Ca(HCO3)2 ------>  CaCO3    +     CO2    +     H2O

          dissous       précipité         dégazage


            Le calcaire se dépose (sources pétrifiantes, stalactites, stalagmites ...) pour former des roches jaunâtres e vuacolaires dont les caractéristiques mécaniques sont très médiocres (Travertins = tufs calcaires riches en Aragonite).

 

 

     II 2      Transformations profondes des roches

 

            Les transformations superficielles des roches conduisent, comme nous venons de le voir, à des dépôts de sédiments dans les zones à faibles pentes, qui peuvent  attendre des épaisseurs considérables, comme par exemple dans les fonds marins (près de 10 km il y a 30 millions d'années à l'emplacement de l'actuel Mt. Blanc).

            Que deviennent ces sédiments après enfouissement de plus en plus profond ? Pour tenter de répondre simplement à cette question, distinguons quatre étapes:

 


1- la Stratification:

 

            Lors de leur sédimentation, les matériaux se déposent les uns sur les autres suivant l'ordre chronologique de leur mise en place, et sont alors dépourvus de toute cohésion: ce premier dépôt se fait en couches sensiblement horizontales, plus ou moins homogènes et d'épaisseurs variables, qui diffèrent les unes des autres par la granulométrie de leurs constituants (effets de facteurs géologiques, climatiques, géographiques ...).

            Durant cette phase de leur stratification, les sédiments restent généralement meubles jusqu'à une profondeur d'enfouissement d'environ 500 m: dans ce domaine, on note pourtant déjà une certaine densification* et quelques modifications chimiques mineures (oxydation par l'oxygène et recarbonatation par le CO2 dissous dans l'eau des nappes profondes + réduction grâce aux bactéries anaérobies associées aux matières organiques entraînées avec les dépôts minéraux ou en présence de sulfures ---> baisse du Ph = "Syndiagenèse").

* à 500 m de profondeur, les matériaux sont soumis à des pressions comprises entre 100 et 150 bars suivant la nature des sédiments qui les surmontent.

 

2- la Diagenèse (Lithification)


            Au fur et à mesure que la progression de leur profondeur d'enfouissement augmente, les produits de l'érosion passent de l'état de sédiments meubles à l'état de sédiments consolidés (Épidiagenèse), puis à celui de roches sédimentaires (Diagenèse): il n'existe pas de limites précises entre ces différents états traversés de façon continue par les matériaux, nous nous limiterons donc à rappeler quelques vues des mécanises qui les font passer de l'état initial à l'état final.

            - Le compactage, lié aux accroissements de pression, se traduit tout d'abord par l'augmentation de la densité apparente et une perte d'eau inter granulaire: les accroissements de température (géothermie) liées à des profondeurs de quelques centaines de mètres seulement (< 300°C) n'agissent pas à proprement parler sur la chimie des minéraux, mais augmentent déjà la vitesse des réactions.

            - L'agradation des argiles (organisation des feuillets et fixation d'ions) et les premières mutations minéralogiques, telles que les transformations de l'Opale (Silice hydratée) en Calcédoine (Quartz + Cristobalite micro-cristallins) et l'Aragonite issue de précipitations chimiques (II 1c) en Calcite forme stable du Carbonate de Calcium.

            - La dissolution des points de contact des cristaux et la reprécipitation des minéraux dissous dans les espaces inter-granulaires (cimentation des grès et des calcaires).

            - Les réactions entre les minéraux et les liquides interstitiels d'origine souvent profonde, chauds et chargés de matières en solution ----> Épigénie = remplacement au sein d'une roche ou d'un fossile, d'un minéral par un autre avec, en général, conservation des formes et des volumes ----> par exemple oursin ou bois silicifié, Ammonite pyriteuse ...

 


3- le Métamorphisme


            Qu'est ce que le métamorphisme ? C'est la transformation d'une roche à l'état solide (par opposition à l'anatexie, dont nous parlerons plus loin, où les roches sont particulièrement profondes), avec cristallisation de nouveaux minéraux et acquisition de structures particulières.

            C'est une transformation normalement plus profonde que la diagenèse et, qui nécessite un plus grand enfouissement (température et/ou pressions plus élevées); mais le passage de l'un à l'autre mécanisme se fait de façon pratiquement continue.

            D'une manière générale, le métamorphisme intervient à des pressions supérieures à 2 Kgbars et à des températures excédant 250°C: une caractéristique fréquente, mais non obligatoire, des roches métamorphiques est leur foliation et la stratification de leurs minéraux* (structure anisotrope liée à leur mise en place sous pression).

* Les marbres, les quartzites et les cornéennes sont généralement de structure isotrope...

 

Plusieurs formes de métamorphisme peuvent être distinguées:

 

     Le métamorphisme général, qui affecte l'ensemble des roches sur des épaisseurs et des surfaces importantes.

     Le métamorphisme de contact, qui est localisé au voisinage des roches magmatiques; il est surtout lié à des élévations de température, et s'étend sur une épaisseur de quelques mètres à quelques centaines de mètres.

     Le métamorphisme dynamique, lié aux fractures géologiques.

     Le métamorphisme hydrothermal, qui est lié à la circulation à haute température de fluides (eau) saturés en minéraux dissous  -----> Mésatomatose.

     Le métamorphisme d'impact, qui est rare, car lié au choc de grosses météorites qui ont percuté la terre.

            Notons enfin, que dans toutes ces formes de métamorphisme, sauf la dernière, les transformations des roches sont facilitées et accélérées par l'équilibre qui s'établit entre les cristaux en formation et l'eau interstitielle qui peut les baigner.

            La forme la plus intense de métamorphisme a été découverte dans l'Est de la Chine (Dabie), là où une plaque d'Écorce Continentale, jadis engloutie par subduction, est remontée à la suite du choc de la plaque du Yangtse et de la plaque Sinocoréenne: ce "craton" a été soumis à d'énormes pressions (enfouissement de 120 à 150 Km = pression d'environ 40 Kg bars) associées à un faible gradient géothermique* (5 à 6°C par Km = 700°C seulement). Le Carbone présent dans cette zone de la plaque a ainsi pu être partiellement transformé en diamants (petits et rares !!!) et le Quartz en Coésite**.

* Un gradient géothermique plus fort aurait pu conduire à des températures telles que le Carbone réagisse avec la Silice (Réduction).

** Des échantillons de Coésite ont été trouvés plus près de chez nous, à l'Est des Alpes, dans le massif très fortement métamorphisé de Doramaïra, malheureusement non accompagné de diamants !

 


            Les méthodes de datation absolue ont fait de rapides progrès ces dernières années et, ont permis de connaître avec beaucoup plus de précision l'âge des roches: la Croûte Océanique, en perpétuel renouvellement, ne dépasse pas 200 millions d'années, les roches magmatiques de l'Écorce Continentale ont été trouvée âgées de 2500 millions d'années, mais le record de longévité est détenu jusqu'ici par des roches métamorphiques, car certains gneiss du Canada et du Groenland sont vieux de quelques 4000 millions d'années. Grâce à l'absence d'érosion sur la lune et à sa taille plus réduite que celle de la terre, ce qui lui a permis de refroidir plus vite, certaines roches superficielles de notre satellite semblent encore plus âgées.

            Les roches du massif du Mt. Blanc sont bien loin d'atteindre ces records de longévité: si certaines migmatites (roches intermédiaires entre les granites et les gneiss) approchent 600 millions d'années (fin du Précambrien), les granites du coeur du massif (protogine) ne sont guère que d'âge Hercynien (270 millions d'années) et, encore ont-ils été largement rajeunis lors de l'orogenèse alpine, il y a 30 millions d'années. Parmi les roches métamorphiques, certains gneiss paraissent avoir été formés durant l'orogenèse calédonienne (400 millions d'années).

            Quand aux roches sédimentaires, leurs âges s'échelonnent entre 280 millions d'années (Carbonifère des Houches) et 30 millions d'années (Grès de Tareyannos au sommet du Désert de Platé).

            Beaucoup de roches métamorphiques peuvent revendiquer la possibilité d'une double origine: soit magmatique et elles sont alors dites orthométamorphiques (granites --> orthogneiss, basaltes --> orthoamphibolites ...), soit sédimentaires ( grès arkosiques --> paragneiss, marnes détritiques --> para-amphibolites...). D'autres, par contre ont une origine unique (calcaire --> marbre, quartzite sédimentaire --> quartzite métamorphique...).

 

4- l'Anatexie


            La composition des roches est souvent très complexe, car elles peuvent être constituées par de nombreuses variétés de minéraux. Par exemple, rien que dans un granite on peut trouver: Quartz, Orthose, Albite, Biotite, Moscovite, Amphibole, Sphène, Apatite, Zircon, Tourmaline...

            Lorsque ces roches se trouvent profondément enfoncées (sédimentation, subduction) les pressions et les températures auxquelles elles sont soumises peuvent les conduire au-delà de la température "eutectique*". La fusion commence, elle peut être partielle (semi-magma), et dans le cas des granites, on obtiendra après refroidissement lent une migmatite, si la fusion est quasi totale (magma), ce qui implique évidemment des températures plus élevées, on obtiendra, après refroidissement lent, un granite d'anatexie, dont les cristaux sont souvent légèrement orientés, ce qui est un cas fréquent dans le massif du Mt. Blanc.

**Cette température, pour laquelle se produit un début de fusion, dépend de la présence d'eau et de pression: par exemple, pour un granite en présence d'eau, l'eutectique peut varier de 950°C à la pression atmosphérique à 650°C sous 3 kbar.

            Lors de leur refroidissement, les magmas anatexiques recristallisent dans l'ordre inverse de la fusion des phases présentes, par exemple: Olivine, Pyroxène, Amphiboles, Feldspaths, Micas, Quartz (en présence d'eau sous pression).

 


      III Quelques roches caractéristiques

 


            Il n'est évidemment pas question ici de décrire les centaines de roches répertoriées dans les ouvrages de géologie, nous nous bornerons donc à rappeler quelques traits caractéristiques des principales Familles de roches, en notant tout d'abord que les roches endogènes (magmatiques et métamorphiques) contiennent généralement des cristaux mais pas de fossiles, contrairement aux roches sédimentaires.

 


     III 1      Les roches Magmatiques

 

            A la surface de la terre, ces roches se représentent avec une fréquence relative, un peu inférieure à 15%. Au fond des océans, les basaltes occupent 80 à 90% du plancher sous-marin, mais le solde étant constitué par les dépôts sédimentaires des marges continentales.

            La roche principale de l'Écorce Continentale est le granite, qui occupe moins de 15% de sa surface, mais représente près de 80% de son volume avec quelques roches effusives qui lui sont associées (Rhyolite, Obsidienne). Les autres roches magmatiques notables sont les basaltes (environ 95% des laves) et, dans les zones d'obduction (Val d'Aoste, Haute Maurienne, Queyras...) des péridotites également appelées roches vertes ou encore ophiolites.

 


     III 2      Les roches Métamorphiques


            Les roches métamorphiques occupent un peu plus de 10% de la surface des continents, mais sont presque absentes des fonds océaniques. Quand à leur volume, son appréciation en serait extrêmement hasardeuse car, nous manquons d'informations sur le devenir des plaques subductées: ont-elles été métamorphisées en profondeur ? Se sont-elles enfoncées jusqu'à une zone où leur refusion devient possible ? Voilà des questions fondamentales auxquelles il est en effet pratiquement impossible de répondre.

            Les roches métamorphiques sont très nombreuses, nous n'en rappellerons ici que quelques familles typiques:


  Dans les Alpes, trois sortes de roches représentent à elles seules plus de 75% des roches métamorphiques, elles procèdent en général du métamorphisme régional:

- les gneiss = foliation + quartz + micas + feldspaths et/ou amphiboles

- les micaschistes = foliation + quartz + micas

- les schistes lustrés = foliation + calcite + micas + minéraux argileux


  Quelques autres roches métamorphiques méritent d'être signalées, elles procèdent souvent d'un métamorphisme de contact d'intensité plus faible et présentent de ce fait une foliation moins marquée:

- les quartzites (la recristallisation peut même faire disparaître les joints des grains), les leptynites et les cornéennes qui contiennent du quartz et sont généralement associées à des granites ou des gneiss.

- les prasinites et autres serpentines dérivent des ophiolites: ces roches ne contiennent pas de quartz, mais des silicates basiques (MgO, FeO, CaO).

- les marbres, enfin, dérivent des calcaires et/ou des dolomies: on peut en trouver même dans les roches acides où ils forment des filons (+ micas ou serpentines --> cipolins).


     III 3      Les roches Sédimentaires

 

            Ces roches ne représentent guère que 5% du volume de l'Écorce Terrestre, mais occupent environ 75% de sa surface sur laquelle elles sont étalées sous de relativement faibles profondeurs: de 0 à 1000 mètres d'épaisseur, pouvant exceptionnellement atteindre dans les synclinaux 20 000 mètres (Golfe du Bengale par exemple), valeur moyenne 2000 mètres. La majorité de ces sédiments se sont déposés au voisinage de ce qui restait des continents lors des périodes de transgression marine.

            La composition chimique moyenne des roches sédimentaires, comparée à celle des roches endogènes (magmatiques et métamorphiques) révèle un certain déficit en potassium, sodium et magnésium et, des teneurs plus élevées en CO2 et en eau de constitution.

            Les matériaux des roches sédimentaires sont essentiellement des argiles, des sables et des carbonates.

            Distinguons maintenant quelques familles d'entre elles, en nous rappelant que les limites entre les sédiments plus ou moins consolidés et les roches sédimentaires d'une part et, entre les roches sédimentaires et les roches métamorphiques d'autre part, sont souvent floues. Par exemple, les schistes carbonifères très abondants dans les Alpes, qui sont généralement classés comme roches sédimentaires, mais qui contiennent déjà des micas (recristallisation), ou encore les pelites qui peuvent être soit consolidées (Gorges de Dalvis) soit sans adhésion (lutites).

     Les roches d'origine détritique formées par la consolidation des fragments de roches plus anciennes préalablement désagrégées par l'érosion:

- les conglomérats: gros débris divers + ciment le plus souvent calcaire.

- les quartzites: grains de quartz soudés entre eux.

- les grès: sable (quartz) + ciment (siliceux, calcaire, ferrugineux...).

- les arkoses: quartz + feldspaths + rares micas + argile (ciment).

- les pelites: argile (ciment abondant) + quartz + calcaire et/ou micas.

- les schistes: argiles + éventuellement calcaires et/ou débris végétaux.

     Les roches d'origine biologique formées par des débris consolidés d'êtres vivants:

- les calcaires très fréquents: bivalves, nummulites, ammonites...

- roches siliceuse plus rares: radiolaires, diatomées... ---> jaspes, silex...

     Les roches d'origine physico-chimiques issues de solutions aqueuses:

- les roches salines: évaporites (halite = sel-gemme, gypse, carnallite...)

- les calcaires précipités: (dolomies primaires, travertins, stalactites...).


      III Les roches et leur devenir

            Depuis plusieurs milliards d'années, les roches de notre planète sont soumises, à la fois aux effets de l'érosion et, à ceux de l'orogenèse avec des conséquences qui peuvent paraître contradictoires.

            L'érosion est sans doute, au départ, un facteur de mort, mais à terme, elle se révèle être un facteur de renouveau, car elle porte en elle la naissance des roches sédimentaires puis des roches métamorphiques.

            L'orogenèse est sans doute un facteur de renouveau pour les ensembles tectoniques, mais à terme, elle porte en elle l'affaissement des plaques et leur disparition par subduction.

            Cette succession de destructions et de renouveaux n'est-elle pas un peu l'image de la vie et de la mort projetée dans ce monde minéral que l'on dit inanimé ? La perception de ce concept n'est pas facilitée par notre échelle des temps, dont l'unité est l'année, alors que l'unité des temps en pétrographie est le million d'années. Ici aussi pour tout, comme Lavoisier l'avait dit pour la chimie "Rien ne se perd, rien ne se crée, tout se transforme".

            Si nous savons maintenant que tout a commencé à se transformer dès la naissance du système solaire, il y a un peu plus de 4,5 milliards d'années, peut-on penser que tout va toujours continuer à se transformer ? Certainement non, car qui dit transformation d'un système, dont le rendement* est inférieur à 100%, dit injection d'énergie... Or l'énergie thermique du noyau de la terre et les réserves de combustible nucléaire du soleil diminuent inéluctablement. Dans 4500 millions d'années, environ, ces réserves d'énergie seront épuisées, les transformations géologiques et autres cesseront, et notre monde sombrera dans le Nirvana d'une immuabilité glacée que l'on peut aussi appeler la Mort**... Ne pouvant rien pour écarter ces inéluctables et tristes perspectives, consolons-nous en pensant qu'elles sont bien lointaines dans notre échelle des temps.

* Comme nous l'apprend d'ailleurs, la thermodynamique, les transformations irréversibles se traduisent par une augmentation de l'entropie (Dq/T) du système.

 

** Cette mort mérite bien un M majuscule, car elle ne touchera pas que les seuls individus, mais tout ce qui est vivant, même les transformations du monde minéral. Ce sera la mort sans appel et sans retour de la vie dans le système solaire.

 

 

 

 

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