Petrology Magmatic - Past Paper 2022-2023 - Hassan II University

UNIVERSITE HASSAN II DE CASABLANCA ‫جامعة الحسن الثان بالدار البيضاء‬ --------- ------- Faculté des Sciences Aïn Chock ‫كلية العلوم عين الشق‬...

UNIVERSITE HASSAN II DE CASABLANCA ‫جامعة الحسن الثان بالدار البيضاء‬ --------- ------- Faculté des Sciences Aïn Chock ‫كلية العلوم عين الشق‬ FILERE SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’UNIVERS Semestre 3 Module PETROLOGIE MAGMATIQUE Année universitaire 2022-2023 Pr LAROUSSI Assia 1  SOMMAIRE CHAPITRE I : CRISTALLOGRAPHIE I. INTRODUCTION 1. Les minéraux sont les éléments constitutifs des roches Les minéraux sont des indicateurs de l’histoire géologique 2. Qu’est-ce qu’un minéral ? 3. 4. Comment se forme un minéral ? II. QUELQUES DEFINITIONS III. PROPRIETES GEOMETRIQUES DES CRISTAUX 1. Le Polymorphisme 2. Le système cristallin 3. Les Formules de symétrie des systèmes cristallins : 4. Les formes cristallines d’un système cristallin : exemple du système cubique 5. Indexation de Miller CHAPITRE II : MINERALOGIE I. ELEMENTS CHIMIQUES : II. LES MINERAUX : 1. Abondance des minéraux dans la croûte terrestre 2. Espèce minérale et variété 3. Polymorphisme 4. Isomorphisme : 5. Liaisons chimiques : 6. Compacité : 7. Polyèdres de coordination 8. Coordinence ou indice de coordination 9. Substitutions (remplacements) : 10. Classification systématique des minéraux III. CLASSIFICATION STRUCTURALE DES SILICATES 1. LES NESOSILICATES (de néso= île) 1.1. Les péridots 1.2 Les silicates d'alumine 1.3 Le staurotide 1.4. La Topaze 1.5. Les grenats 1.6. Le zircon 1.7. Le sphène 2. LES SOROSILICATES 2.1 Les épidotes 2.2 La lawsonite 2.3 La pumpellyite 3. LES CYCLOSILICATES 3.1. Le béryl et la cordiérite 3.2. La tourmaline 4. Les INOSILICATES A CHAINE SIMPLE 4.1. Les orthopyroxènes 4.2. Les clinopyroxènes 5. Les INOSILICATES A CHAINE DOUBLE : 5.1. Les amphiboles 6. Les PHYLLOSILICATES (MICAS ET ARGILES) des liaisons interfolliaires; 6.2. Les argiles 6.3. Les micas 6.4. Les chlorites 7. Les TECTOSILICATES 7.1. Le quartz 7.2. Les feldspaths 7.3. Les feldspathoïdes 2  Chapitre III : LES CONDITIONS DE STABILITE DES MINERAUX I. RAPPELS DE THERMODYNAMIQUE A II. LA REGLE DES PHASES III. LA GEOMETRIE DES LIMITES DE STABILITE IV. LES SYSTEMES BINAIRES 1. Le système Quartz-Albite avec eutectique a. Pour un système en refroidissement : b. Pour un système en réchauffement c. Variation de la température de fusion en fonction de la pression d’eau 2. Le système Albite-Anorthite 2.1. Refroidissement lent 2.2. Refroidissement rapide 3. Le système Albite-Orthose V. LES SYSTEMES TERNAIRES 1. Généralités 2. Eutectique ternaire 3. Action de la pression d’eau sur la position la position des lignes cotectiques et du minimumternaire Chapitre IV : LES ROCHES MAGMATIQUES I. INTRODUCTION II. LES PROCESSUS MAGMATIQUES : 1. La fusion partielle 2. La cristallisation fractionnée III. ORIGINES DES MAGMAS 1Km 1. Introduction 2. Diversité des magmas a. Le magma I ou juvénile b. Le magma palyngénétique ou d’anatexie c. Le magma mixte 3. Origine des magmas: IV. LES PRINCIPALES SERIES MAGMATIQUES 1. La série calco-alcaline : 2. La série tholeïtique : 3. La série alcaline : V. CLASSIFICATION DES ROCHES MAGMATIQUES : - Diagramme TAS - Diagramme AFM VI- MECANISMES DE MISE EN PLACE DES ROCHES VOLCANIQUES 1. La mobilité des magmas : 2. La mise en place en profondeur des magmas a. La subsidence b. L’intrusion en force : TRAVAUX DIRIGES / 3  CHAPITRE I CRISTALLOGRAPHIE I. INTRODUCTION 1. Les minéraux sont les éléments constitutifs des roches Les roches sont essentiellement constituées de minéraux. Les seuls constituants significatifs des roches (volcaniques) qui ne sont pas des minéraux sont les verres. Il n’existe pas de roches qui ne contiennent pas de minéraux, et la plupart sont exclusivement constituées de minéraux. Certaines roches sont monominérales (un sable est constitué en général quasi exclusivement de quartz, les calcaires sont essentiellement formés de calcite), mais la plupart sont polyminérales : un granite contient comme minéraux principaux (on dit aussi « cardinaux ») du quartz, du feldspath plagioclase, du feldspath potassique, accompagnés d’un autre minéral comme la biotite ou l’amphibole, et de plusieurs minéraux dits « accessoires », car présents en faible quantité, comme le zircon, la monazite etl’apatite. Mais la nature des minéraux n’est pas la seule à intervenir, la façon dont ils sont agencés entre eux et la taille des cristaux sont également des paramètres importants. La minéralogie est la science qui étudie les minéraux. La majorité des minéraux apparaissent sous forme cristalline quand les conditions de formation sont favorables. La cristallographie est l’étude de la croissance, de la forme et de l’aspect géométrique des cristaux. L’arrangement des atomes à l’intérieur d’un cristal est déterminé par l’examen de la diffraction des rayons X. La pétrographie estla science qui étudie les roches 2. Les minéraux sont des indicateurs de l’histoire géologique Les minéraux nous permettent de reconstituer l’histoire des roches : La composition chimique des minéraux dépend des conditions de pression et de température ayant régné lors de leur formation. La répartition du fer et du magnésium entre la biotite et le grenat, par exemple, dépend de la température. Les minéraux qui contiennent des éléments radioactifs, comme les micas contenant du potassium ou le zircon contenant de l’uranium, peuvent être datés. 3. Qu’est-ce qu’un minéral ? Un minéral est un solide naturel, homogène, possédant une composition chimique définie et une structure atomique ordonnée. - Solide : C’est-à-dire non liquide ni gazeux. Toutefois, le mercure métallique, que l’on trouve à l’état naturel sous forme liquide, est considéré comme un minéral. - Naturel : Ce point est important, car pour être qualifiée de minéral, une substance doit avoir été observée dans la nature. Naturel ne veut pas dire terrestre. Il existe des minéraux lunaires, martiens et des minéraux propres aux météorites. - Homogène : C’est un point délicat de la définition. Pour être plus précis, il faudrait dire « macroscopiquement homogène », car l’homogénéité d’un minéral dépend de l’échelle à laquelle on l’observe. Au cours des 30 dernières années, beaucoup de minéraux ont été disqualifiés, car, observés à très petite échelle, ils étaient en fait constitués d’un mélange de minéraux. - Composition chimique définie : Un minéral est défini par une formule chimique c’est-à-dire qu’il est défini par la nature des atomes qui le constituent. Quelques minéraux ont des compositions chimiques simples et invariables (quartz : SiO2, calcite : CaCO3), mais la plupart sont des solutions solides, c’est-à-dire que leur composition chimique varie,parfois dans des proportions importantes, suivant des lois précises et bien connues. La notion de solution solide est fondamentale en minéralogie. Elle sera développée plus tard. La composition chimique de l’olivine, par exemple, varie de façon continue entre Mg2SiO4 et Fe2SiO4. - Structure atomique ordonnée : Un minéral est défini par son système cristallin, c'est-à-dire par l’agencement dans l'espace des atomes qui le constituent. En définitive, la définition d’un minéral implique donc trois composantes : Minéral = structure + composition chimique + observation 4 Il s’agit donc d’un solide de matière homogène présentant une structure atomique ordonnée et définie, et une forme extérieure limitée par des surfaces lisses, planes, disposées symétriquement (faces) 4. Comment se forme un minéral ? Un minéral se crée à partir d’éléments chimiques (dissous dans une solution ou un magma) qui créent des liaisons entre eux lorsque certaines conditions sont réunies (= conditions de stabilité) Chaque minéral a ses propres conditions de stabilité (T°, P, concentrations, PH…) II. QUELQUES DEFINITIONS Les minéraux sont des structures atomiques. Ils peuvent se présenter sous deux états : Etat amorphe : les atomes sont associés sans aucune régularité. Etat cristallin : L’arrangement des atomes est régulier. Ils se répartissent suivant des structures bien régulières et bien définies qui sont des caractéristiques de chaque espèce minérale. À l’intérieur de chaque espèce minérale, les atomes adoptent un arrangement géométrique parfaitement ordonné. Les plus gros s’arrangent de manière à remplir l’espace le mieux possible, les plus petits occupent les interstices laissés libres entre les plus gros. Les minéraux sont donc caractérisés par la façon dont les atomes sont arrangés dans leur intimité profonde. Cet arrangement géométrique parfait qui se prolonge indéfiniment dans les trois directions de l’espace constitue ce que l’on appelle la structure cristalline. Pour chaque espèce minérale, la façon dont sont disposés les atomes à l'intérieur de la structure a pour conséquence de définir l'orientation et le développement des faces des cristaux. Grâce aux techniques de la diffraction des rayons X, on peut aujourd'hui déterminer la structure atomique de chaque espèce minérale : Exemple de la structure de l’halite NaCl : Exemple, la structure de la pérowskite (CaTiO3): Les atomes Na et Cl occupent les sommets de Les atomes de titane (Ti) sont situés aux cubes sommets d'un cube imaginaire de 3.8 Å1 d'arête. L'atome de calcium (Ca) est situé au centre du cube. Les atomes d'oxygène (O) occupent le milieu des arêtes. La structure de l’halite s'étend indéfiniment dans La structure de la pérowskite s'étend indéfiniment les trois directions de l'espace par juxtaposition dans lestrois directions de l'espace par successive de cubes élémentaires juxtaposition successive de cubes élémentaires. La structure d’un minéral est alors complètement décrite lorsqu'on a défini : - Le motif, c'est-à-dire le plus petit groupement d'atomes qui, indéfiniment répété dans les trois directions de l'espace, constitue le minéral. - La maille élémentaire, le parallélépipède qui, par juxtaposition successive dans les trois directions de l'espace, construit le minéral dans son entier. La maille élémentaire définit en fait le schéma de répétition du motif. Dans le cas de la pérowskite, la maille élémentaire est un cube de 3.8 Å d'arête. C’est donc un parallélépipède dont il faut, pour chaque espèce minérale, déterminer la longueur des arêtes ainsi que les angles que celles-ci forment entre elles. Définir le motif revient alors à décrire les positions des atomes à l'intérieur de la maille élémentaire ; 5  Maille élémentaire couvrant la totalité de l'espace cristallin par sa répétition Les atomes peuvent s’organiser en cubes simples, cubes centrés ou cubes à faces centrées On peut comparer une structure cristalline à un papier peint. On observe un motif décoratif indéfiniment répété par translation d'une maille élémentaire qui se résume, dans le plan, à un parallélogramme, un losange, un carré ou un rectangle, sur toute l'étendue de la paroi. Description d’un papier peint : Par analogie, on a un motif, ici une fleur, répété sur toute la paroi par juxtaposition d’une maille élémentaire, soit un rectangle, un losange ou un parallélogramme. C onstruction d ’un réseau cristallin aux axes ox-oy-oz Maille aux côtés parallèles aux axes Maille élémentaire : Le minéral ainsi constitué forme alors un cristal solide homogène, limité par des surfaces planes faisant entre elles des angles bien définis et qui possède des propriétés géométriques et physiques. 6 Les réseaux de Bravais : III. Propriétés géométriques des cristaux Les cristaux ont des formes et des éléments de symétrie caractéristiques Parmi les nombreuses formes cristallines existantes, on a pu choisir un certain nombre de formes simples, dont chacune est le chef de file d’une famille cristalline (ou système). On a défini ainsi sept systèmes cristallins. A titre d’exemple, le cube est le chef de file du système cubique, dans lequel cristallise l’halite (NaCl). 1. Le Polymorphisme « Les atomes ont parfois le choix » Pour une même composition chimique, on peut observer parfois des structures cristallines différentes : c'est le polymorphisme. L'exemple le plus frappant est celui du carbone qui, suivant la façon dont les atomes sont arrangés, peut donner des minéraux aussi différents que le diamant et le graphite. Pour un même composé chimique ce sont les conditions de cristallisation qui déterminent l'apparition d'une structure plutôt qu'une autre. Pour cristalliser dans sa forme cubique, le diamant a besoin d'une pression énorme alors qu'à faible pression le carbone cristallise en graphite. Le polymorphisme du carbone Structure du diamant Structure du graphite 2. Le système cristallin Haüy, le grand cristallographe du XIX° siècle a fait une constatation : un cristal fragmenté génère des morceaux qui ont la même forme que le cristal initial (c'est la loi de stratification multiple). Du point de vue géométrique, il existe un certain nombre de volumes de base qui permettent de remplir un espace tridimensionnel sans laisser de vides. La maille étant, comme dit précédemment, l'enveloppe du plus petit parallélépipède de matière cristallisée conservant toutes les propriétés géométriques, physiques et chimiques du cristal et contenant suffisamment d'atomes pour respecter sa composition chimique. Pour construire un volume de cristal, on va en fait empiler des volumes élémentaires; cette répétition s'appelle le réseau cristallin Nous allons d'abord voir comment remplir totalement un plan. Cela peut se faire en juxtaposant : 7 Surface Formule de de symétrie élémentaire (Expliquée plus loin dans letexte) Symétrie dans l'élément Modèle Carré A4 2A2 2A'2 2M 2M' C Rectangle A2 A'2 A"2 M M' C Hexagone A6 3A2 3A'2 3M 3M' C Losange A2 M M' C Parallélépipède quelconque C Formes complètement généralement aucun quelconques La géométrie des mailles fait appel à un primitif, qui est un repère composé de trois axes x,y,z. L'angle entre ces axes n'est pas forcément de 90° (ce n'est pas systématiquement un repère orthonormé). Sur ce repère, les longueurs a, b et c des dimensions du parallélépipède sont déterminés. Chaque maille fait donc appel à 6 paramètres : - Trois longueurs : a, b et c - Trois angles : α, β, et γ Un système cristallin est un classement des cristaux sur la base de leurs caractéristiques de symétrie, sachant que la priorité donnée à certains critères plutôt qu'à d'autres aboutit à différents systèmes. Les différentes formes des cristaux ont été classées en sept grandes familles appelées système: On distinguer 7 systèmes cristallins : Système cubique Système hexagonal Système quadratique Système orthorhombique Système rhomboédrique Système monoclinique Système triclinique 3. Les formules de symétrie des systèmes cristallins : Les cristaux présentent une "certaine symétrie" 8 Les cristaux bien développés montrent des faces planes limitées par des arêtes qui, elles-mêmes, convergent vers des sommets. En observant attentivement les cristaux, on constate qu'ils présentent une “certaine symétrie”. Eléments de symétrie : Le plan de symétrie, L'axe de symétrie Le centre de symétrie (ou centre d'inversion) - Le plan de symétrie (plan miroir) C'est un plan qui caractérise les symétries bilatérales. Il dédouble les éléments d'un objet, agissant comme un miroir. Toutes les faces, arêtes et sommets d'un cristal retrouvent une image identique, mais non superposable, de l’autre côté du plan. Ainsi la main droite aura l’air d’une main gauche vue dans le miroir. - Les axes de symétrie : Ici, toutes les faces, arêtes et sommets sont comme "répétés" par rotation autour d'un axe. Au cours d'une rotation complète (360°), chaque élément est répété 2, 3, 4 ou 6 fois, suivant l'ordre de l'axe. On appelle donc l’ordre de l’axe le nombre de fois que cet axe répète l’objet au cours d’une rotation complète. Dans les cristaux, il n'existe que des axes d'ordre 2, 3, 4 et 6. A2 A3 A4 A6 Axes de rotation d’ordre 2, 3, 4 et 6 9  - Le centre de symétrie Toutes les faces d'un solide qui possède un centre d'inversion sont parallèles deux à deux. Lesparallélépipèdes ont donc tous un centre d'inversion. Plusieurs éléments de symétrie pour un polyèdre Sur un cristal, on n'observe que rarement un seul élément de symétrie. Ils s'associent presque toujours à plusieurs pour définir la symétrie du cristal. Quelques rares cristaux n'ont qu'une faible symétrie : un seul axe, un plan, alors que d'autres présentent une symétrie élevée caractérisée par la présence de nombreux éléments de symétrie. Le cube, par exemple, comporte trois axes d’ordre 4, quatre axes d’ordre 3, six axes d’ordre 2, un centre de symétrie et neuf plans de symétrie ! Combinaisons des éléments de symétrie  La combinaison d'un axe de symétrie d'ordre pair et du centre de symétrie, entraîne celle d'un plan de symétrie, perpendiculaire à l'axe. D'une manière générale, l'existence de deux de ces éléments entraînent l'existence du troisième,  L’existence de deux axes de symétrie A2 entraîne celle d'un troisième A2 perpendiculaire. Nous appellerons élément de symétrie d'ordre supérieur les axes de rotation strictement supérieur à A2 (c'est-à-dire A3, A4 et A6). Par conséquent, les éléments A2, M et C sont appelés éléments de symétrie d'ordre inférieur. Exemple : Formule de symétrie d’un cube - - 1 centre de symétrie C - axes : 3A4; 4A3; 6A2 - plans : 3M; 6M’ Formule de symétrie du cube : 1C, 3A4, 4A3, 6A2, 3M, 6M’ Eléments de symétrie des 7 systèmes cristallins : Système Longueurs des côtés Angles Formule de symétrie* Système cubique a=b=c α=β=γ=90° 3A4 4A3 6A2 3M 6M' C Système hexagonal a=b≠c α=β=90° γ=60° A6 3A'2 3A"2 M 3M' 6M" C Système quadratique a=b≠c α=β=γ=90° A4 2A'2 2A"2 2M' 2M" M C Système a=b=c α=β=γ ≠90° A3 3A'2 3M' C rhomboédrique Système a≠b≠c α=β=γ=90° A2 A'2 A"2 M M' M" C orthorhombique Système monoclinique a≠b≠c α=β=90° A2 M C γ≠90° Système triclinique a≠b≠c α≠β≠γ≠90° C 10 Remarques :  Le système cubique possède plus d'un élément d'ordre supérieur (supérieur à 2)  Les systèmes hexagonal, rhomboédrique et quadratique possèdent un seul élément d'ordre supérieur  Les systèmes orthorhombique, monoclinique et triclinique ne possèdent aucun élément d'ordre supérieur. 4. Les formes cristallines d’un système cristallin : exemple du système cubique Les formes cristallines portent des noms qui dérivent généralement du grec. Les formes appartenant au système cubique ont une nomenclature particulière. Elle est assez simple et se base sur le nombre de faces : tétraèdre, hexaèdre, octaèdre, dodécaèdre etc... On ajoute parfois un qualificatif qui décrit le contour d'une face. Ainsi on distingue le dodécaèdre rhomboïdal du dodécaèdre pentagonal, ces qualificatifs désignant alors le contour de la face3. Le tableau suivant résume cette nomenclature. Il indique aussi l'orientation de chaque face vis-à-vis des éléments de symétrie propres au cube. Nomenclature des formes cristallines du système cubique nb. faces nom de la forme orientation des faces 6 faces : cube (ou hexaèdre) ⊥aux axes A4 8 faces : octaèdre ⊥aux axes A3 12 faces : dodécaèdre rhomboïdal ⊥ aux axes A2 parallèle aux axes A4 cube pyramidé 24 faces : Parallèles aux axes A3 (1ère orientation) parallèle octaèdre pyramidé 24 faces : trapézoèdre aux axes A3 (2ème orientation) orientation 24 faces : hexakisoctaèdre quelconque 48 faces Cube Octaèdre Dodécaèdre Cube pyramidé Octaèdre Trapézoèdre Hexakisoctaèdre pyramidé rhomboïdal On peut aussi obtenir les formes cristallines du système cubique par troncatures symétriques sur les sommets ou les arêtes d’un cube : Troncatures : Une troncature correspond au développement d’une face plane à l’emplacement d’une arête ou d’un sommet du volume primitif, au cours de la croissance du cristal. Il existe plusieurs types de troncatures. Si on prend l'exemple de la maille cubique : La troncature aux sommets résulte de l'absence de développement d'un sommet lors de la croissance du 11 cristal. Le sommet est alors remplacé par une face. La forme la plus aboutie est un octaèdre : La troncature aux sommets peut ne concerner que certains sommets : Autre forme de troncature aux sommets : Troncatures aux arêtes et combinaison de troncatures aux sommets et aux arêtes : Ainsi à gauche: octaèdre obtenu par troncature symétrique sur les sommets à droite: dodécaèdre rhomboïdal obtenu par troncature symétrique des douze arêtes. à gauche: triakisoctaèdre ou octaèdre pyramidé, est obtenu par troncature oblique des sommets. à droite: cube pyramidé obtenu par troncature oblique des arêtes. à gauche: hexakisoctaèdre obtenu par troncature asymétrique des sommets. à droite: trapézoèdre obtenu par troncature oblique des sommets. Différentes formes pour un même système cristallin!!! mais…la formule de symétrie est conservée! Cette notion s’explique par la loi de constance des dièdres. 12 Loi de Rome de l’Isle : Loi de constance des dièdres Loi de Haüy : Loi des indices rationnels Les angles, entre faces correspondantes de deux cristaux de la même substance, sont toujoursidentiques, quelles que soient la taille ou les différences superficielles de forme de ces cristaux. 5. Indexation de Miller Il est peu commode de représenter les formes des cristaux en trois dimensions. On va alors utiliserune notation qui va décrire chacune de ces faces. Soit une maille représentée dans un repère orthonormé Ox,Oy,Oz. Soit a, b et c les longueurs respectives de la maille le long de chacun des axes. Soit un plan oblique coupant la maille respectivement aux points A, B et C tels que OA=a/2, OB=b et OC=c. On va appeler indices de Miller les indices h, k et l définis repectivement par h = a/OA, k=b/OB et l=c/OC, soit dans notre cas (211). L'utilisation des indices de Miller fait appel à plusieurs conventions :  Si la valeur d'un indice est négative, on représente le signe (-) au-dessus du chiffre  Deux plans (ou faces) parallèles ont des indices de Miller multiples les uns des autres. Exemple : un plan (112) est parallèle aux plans (224), (336) etc.  Une famille de plans parallèles est représenté par une seule série d'indices. Exemple : les plans (111), (222), (333) appartiennent à la famille de plans (111)  Les indices de Miller sont toujours des entiers; lorsque ce n'est pas le cas, on multipliechacune des valeurs jusqu'à ce que les trois valeurs sont entières  Lorsqu'un plan est parallèle à l'un des axes, son indice par rapport à cet axe est 0 (1/infini). Exemple : le plan (101) est parallèle à l'axe y  On ne peut pas indexer un plan qui passe par l'origine ; on lui affecte les indices d'un plan parallèle ne passant pas par l'origine 13 Définition d’une famille de plans réticulaires : Toutes les lignes d’une famille sont parallèles et équidistantes Tous les points de réseau sont contenus dans une même famille de lignes Il existe une infinité de famille qui diffèrent par leur orientation Plans réticulaires/Cassure / Clivage : Cassure quelconque Cassure lisse (clivage) Le clivage (cassure lisse) : Il s’agit de plans de fragilité (liaisons faibles entre les atomes). Les faces naturelles et les plans de clivage sont parallèles à des plans réticulaires denses, c’est-à-dire d’indices hkl petits 14  CHAPITRE II MINERALOGIE I. ELEMENTS CHIMIQUES : La matière est constituée d'atomes qui s'associent entre eux pour former des composés chimiques. Il y a environ 90 sortes d'atomes dans la croûte terrestre. On les appelle éléments chimiques car ce sont les particules élémentaires qui constituent la matière qui nous entoure. Certains sont très abondants, d'autres sont beaucoup plus rares. Abondance des principaux éléments de la croûte terrestre Comme les atomes ont des poids et des volumes très différents les uns des autres, les pourcentages de leur abondance changent suivant qu'on exprime les proportions relatives des éléments, en poids, en volume ou ennombre d'atomes. En nombre d’atomes : dix éléments composent à eux seuls 99.3 % des atomes de la croûte terrestre. Tous les autres éléments se partagent le 0.7 % restant. Dans le tableau ci-dessous, on remarque immédiatement l'importance de l'oxygène : dans la croûte terrestre il ya plus d'atomes d'oxygène que tous les autres atomes réunis. Nous verrons plus loin le rôle que joue cet élément dans la constitution des minéraux. En simplifiant à l'extrême, on peut considérer la croûte terrestre comme un immense assemblage compact de volumineux atomes d'oxygène entre les interstices desquels prennent placetous les autres atomes ! Elément Symb % Caractères géochimiques Elément le plus abondant de la croûte terrestre c’est un atome Oxygène O 60.2 volumineux, porteur de deux charges négatives. Associé à de petits atomes chargés positivement, il constitue les "groupes anioniques" qui caractérisent de nombreuses classes chimiques. Deuxième en abondance, le silicium apparaît toujours associé à Silicium Si 20.3 l'oxygèneavec lequel il constitue le quartz et participe à l'important groupe des silicates. L'aluminium est un élément important qui joue un rôle double : il Aluminium Al 6.2 apparaît dans les minéraux comme cation indépendant d'une part et peut aussi, d'autre part, remplacer partiellement le silicium dans la structure de certains silicates. C'est le plus léger de tous les atomes. On le trouve lié à l'oxygène Hydrogène H 2.9 sous laforme de groupes hydroxyles [OH] ou sous forme d'eau H2O. Abondant dans les feldspaths, il occupe une place importante dans les Sodium Na 2.5 océans auxquels il confère leur salinité (NaCl). Présent dans presque toutes les classes minérales : fluorures, Calcium Ca 1.9 carbonates, sulfates, phosphates, silicates. Constituant important des calcaires. Fer Fe 1.9 Omniprésent dans presque toutes les classes de minéraux. Sous forme de carbonate et associé au calcium, il forme les roches Magnésium Mg 1.8 dolomitiques. Mais c'est dans les silicates qu'il est abondant, comme son jumeau le fer, avec lequel il forme les silicates "ferromagnésiens". Potassium K 1.3 Atome volumineux qu'on trouve surtout dans les feldspaths et les micas. Titane Ti 0.2 N'existe pratiquement que sous forme d'oxyde. Autres éléments 0.7 Ne jouent aucun rôle majeur dans la croûte terrestre. 15 En poids, 99% de l’écorce terrestre sont constitués par O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na et k. 1% restant contient tous les métaux de base (Cu, Pb, Zn…), précieux, terres rares… En volume, 90% de l ’écorce terrestre sont occupés par des ions d ’oxygène (Oxysphère) II. LES MINERAUX : Il existe 3500 à 4'000 espèces minérales auxquelles s’ajoutent chaque année, une quarantaine d’espècenouvelles. 50 participent à la constitution de roches et parmi elles, seules 29 peuvent être considérées comme fréquentes;200 espèces sont cataloguées comme économiques, c’est-à-dire, fréquemment exploitées, Toutes les autres soient environ 3000, proviennent des gisements minéraux où elles ne constituent le plussouvent que des raretés minéralogiques. 1. Abondance des minéraux dans la croûte terrestre Si on examine comment ce nombre d'espèces minérales se répartit dans les diverses classes chimiques, on remarque que ce sont les silicates qui dominent. Ces composés rassemblent à eux seuls près de 80% de la totalité des espèces minérales. Considérée du point de vue de l'abondance des diverses classes dans la nature, les silicates entrent pour plus de 90 % dans la composition de la croûte terrestre et constituent l'essentiel des roches, alors que les autres classes chimiques, tels les phosphates, les sulfures, les sulfates ou les oxydes n'en constituent qu'une faible fraction. Il faut néanmoins souligner que malgré leur faible abondance dans la nature, ces derniers composés sont activement recherchés, car ce sont eux qui recèlent les richesses minérales dont l'Homme a besoin pour faire fonctionner ses industries. Les roches magmatiques sont presque exclusivement constituées de silicates : Minéraux des roches magmatiques Famille Minéral Composition chimique Quartz quartz SiO2 Feldspaths Orthose Albite KAlSi3O8 Anorthite NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8 Feldspathoïdes Leucite K(AlSi2O6) KNa3(AlSiO4)4 Néphéline Micas Biotite K(Fe,Mg)3 (AlSi3O10) (OH)2KAl2 Muscovite (AlSi3O10) (OH)2 Amphiboles Actinote Ca2 (Mg,Fe)5 (Si4O11)2 (OH)2 Hornblende (Ca,Na)2(Mg,Fe,Al)5(AlSi3O11)2 (OH)2 Pyroxènes BronziteAugite (Mg,Fe)2 Si2O6 Ca(Fe,Mg,Al)(Si,Al)2O6 Péridots Olivine (Mg,Fe)2 SiO4 Minéraux accessoires Ilménite, Magnétite, Apatite, Sphène, Zircon 2. Espèce minérale et variété L'étude de la minéralogie fait appel à la chimie qui permet d’établir la composition chimique du minéral et à la cristallographie qui permet d’en déterminer la structure intime puisque la notion d'espèce minérale repose uniquement sur deux entités qui sont : - La composition chimique d'une part, - La structure cristalline d'autre part. Cette définition n'est pas rigide et, d'un gisement à l'autre, les individus d'une même espèce minérale 16 peuvent montrer une variabilité qui se marque soit par une différence de morphologie ou de couleur, soit encore par unecomposition chimique légèrement différente. Il s'agit alors d'une variété. Ainsi l'améthyste est une variété violette de quartz, l'émeraude une variété transparente verte de béryl, le rubis et le saphir des variétés colorées de corindon, l'adulaire une variété d'orthose caractérisée par une forme particulière. 3. Polymorphisme Des corps polymorphes sont des corps de même composition chimique et de formes cristallines différentes. Ainsi, pour une même composition chimique, on peut ainsi observer parfois des structures cristallines différentes. Exemple du graphite et du diamant de même formule chimique (C) : Le carbone, suivant la façon dont les atomes sont arrangés, peut donner des minéraux aussi différents que le diamant et le graphite. Pour un même composé chimique ce sont les conditions de cristallisation qui déterminent l'apparition d'une structure plutôt qu'une autre. Pour cristalliser dans sa forme cubique, le diamanta besoin d'une pression énorme alors qu'à faible pression le carbone cristallise en graphite. Structure du diamant Structure du graphite Exemple de la calcite et de l’aragonite de même formule chimique (CaCO3) Calcite rhomboédrique CaCO3 Aragonite orthorhombiqueCaCO3 4. Isomorphisme : C’est le phénomène inverse du polymorphisme : dans une même structure certains atomes peuvent enremplacer d'autres. Des minéraux sont dits isomorphes lorsqu’ils: - Ont le même système cristallin - Cristallisent en même temps - Ont des propriétés chimiques et physiques voisines Les corps isomorphes peuvent avoir toutes les compositions intermédiaires entres ceux de deux constituants « purs » A et B. Ce sont des phases cristallines uniques, homogènes qui par rapports aux composants purs montrent despropriétés variant d’une façon continue d’un composant à l’autre. On parle de solution solide Exemples : Plagioclases Albite Anorthite (Si3AlO8) Na (Si2Al2O8)Ca Olivine Forstérite Fayalite (SiO4) Fe2 (Si2Al2O8)Ca 17  5. Liaisons chimiques : Les chimistes distinguent principalement trois types de liaisons entre les atomes: ionique, covalente etmétallique. - Liaison ionique : Attraction entre ions de signes électriques opposés Exemple NaCl Les cristaux ont une dureté et une densité modérées Ils ont des points de fusion et d’ébullition relativement hauts Sont de mauvais conducteurs Dans les liaisons de type ionique, il y a échange d'électrons entre les anions et les cations. - Liaison covalente : Deux atomes mettent leurs électrons périphériques en commun L’énergie de cette liaison est presque la même que celle de la liaison ionique Propriétés mécaniques équivalentes - Liaison métallique : Les métaux sont caractérisés par leur conductibilités électrique et thermique Liaison métallique : les atomes de métal se trouvent dans le cristal sous forme de cations et entreeux existe un nuage d’électrons. Remarque : Dans les minéraux, il est rare de trouver un seul type de liaison : deux ou plusieurs types deliaisons coexistent 6. Compacité : Quand des ions de charges opposées constituent un cristal, les ions se placent de la façon la plus compacte possible, c’est-à-dire qu’ils s'organisent en rangs serrés Ainsi, pour des questions d'économie de place, les atomes s'assemblent en remplissant le mieux possible l'espace disponible. Les atomes les plus volumineux tendent donc à réaliser des assemblages compacts : les gros atomes se disposent en couches dans lesquelles chaque atome est entouré de six autres, comme dans les structures dites en "nids d'abeilles". Puis les couches s'empilent les unes sur les autres de telle manière que chaque atome se place au-dessus de l'interstice situé entre trois atomes de la couche inférieure. On remarque que chaque orange est entourée de six interstices alors que chaque interstice n’est entouré que de trois oranges. Il y a donc deux fois plus d’interstices que d’oranges. Assemblage compact d’oranges On peut les empiler de deux manières différentes Comme il y a deux fois plus d'interstices que d'atomes (3 atomes autour de chaque interstice, 6 interstices autour de chaque atome), il existe deux possibilités d'empilement qui aboutissent chacune à un typed'assemblage compact particulier qui occupe 74 % de l’espace total. Ce sont l'assemblage hexagonal compactet l'assemblage cubique compact. Assemblage hexagonal compact Assemblage cubique compact 18 Il existe un troisième type d'assemblage. Il s'agit de la structure du type tungstène à l'intérieur de laquelle chaque atome est entouré de huit autres situés aux sommets d'un cube. L'assemblage n'est plus tout à fait compact et le tauxde remplissage n'est plus que de 68 %. Il s’agit de l’assemblage cubique centré. 7. Polyèdres de coordination Les assemblages ioniques se font autour d’un cation entouré par des anions Cet assemblage n’est pas le fait du hasard, il dépend du rapport des rayons ioniques entre cation et anion : C/A. La formation des cristaux à partir d'ions simples ou de radicaux plus complexes suit des règles empiriques simples dites règles de Pauling (1929) : "Autour de chaque cation sont disposés des anions qui occupent les sommets d'un polyèdre de coordinationqui est déterminé par le rapport des rayons ioniques". La nature du polyèdre (dit polyèdre de coordination)est définie par le rapport du rayon du cation par le rayon de l'anion (Rc/Ra). Les liaisons entre les polyèdres sont moins stables lorsqu'elles se font par les arêtes ou les côtés; les polyèdres sont donc généralement associés par les sommets. La forme d'un polyèdre dépend donc du rapport entre le rayon ionique du cation (Rc) et le rayon ionique de l'anion. Les différentes formes possibles en fonction du rapport des rayons ioniques sont présentées dans le tableauci-dessous : Rapport des rayons ioniques entre cation et anion : C/A.C/A < 0,155 assemblage linéaire C/A < 0,22 assemblage triangulaire C/A < 0,414 assemblage tétraédrique (Cas des silicates) C/A < 0,732 assemblage octaédriqueC/A < 1 assemblage cubique 8. Coordinence ou indice de coordination La coordinence (indice de coordination) d'une espèce est le nombre de ses premiers voisins. Plus précisément, la coordinence d'un cation est le nombre d'anions premiers voisins et la coordinence d'un anion est le nombrede cations premiers voisins. Un cation entouré par 4 oxygènes : site tétracoordonné (IV) 6 oxygènes : site hexacoordonné (VI) 8 oxygènes : site octacoordonné (VIII). Ces sites existent dans la structure des silicates, avec une appellation par convention : Z pour IV Y pour VI X pour VIII 19  Sites dans les minéraux silicatés : Site octacoordonné VI ou motif en cube Site tétraédrique VIII ou motif en tétraèdre Site hexacoordonné VI ou motif en octaèdre Il est à noter que : - Seuls le silicium et l'aluminium peuvent occuper le site tétracoordonné, les autres ions sont trop gros pour le site Z ; - Les rayons ioniques d'un même élément varient légèrement quand cet élément occupe des sites de coordination différents ; L'aluminium peut aussi bien se mettre dans un site Z (IV) ou dans un site Y (VI). 9. Substitutions (remplacements) : Certains atomes peuvent échanger leur place. La substitution d'un élément chimique par un autre se fait dans un même site structural : A l'intérieur d'une formule chimique, certains atomes métalliques (les cations) sont parfois inclus dans une parenthèse. Cette dernière correspond généralement à un site particulier dans la structure cristalline, site où les atomes placés dans la parenthèse peuvent se remplacer mutuellement, souvent en toutes proportions. Cette substitution est à l'origine des cristaux mixtes, issus de la cristallisation en toutes proportions d'un mélange de deux termes extrêmes (cas de série isomorphe ou solution solide). Exemple : Série isomorphe entre la forstérite et la fayalite Forstérite --------------------------------> Olivine -------------------------------> Fayalite Mg2SiO4 ------------> (Mg,Fe)2SiO4 -------> (Fe,Mg)2SiO4 ---------> Fe2SiO4 On place conventionnellement ces atomes dans un ordre d'abondance décroissante. Le nombre total d'atomes correspond à l'indice dont est affectée la parenthèse. Lorsque le remplacement peut exister en toutesproportions on parle alors de série isomorphe ou de cristaux mixtes. Dans l'exemple ci-dessous, Mg et Fe peuvent se substituer l'un l'autre en toutes proportions dans le minéral, pour autant qu'il y ait globalement deux atomes pour chaque tétraèdre SiO4. L’ordre des symboles dans la parenthèse indique que c'est le magnésium qui prédomine sur le fer : Si on avait écrit (Fe,Mg)2, cela aurait signifié une prédominance du fer sur le magnésium. Règles de substitutions : 1) Pour que deux ions puissent se substituer dans un assemblage, leur rayon ionique ne doit pas différer de15% 2) Lorsque deux ions ont la même charge, celui qui a le plus petit rayon ionique est d ’abord incorporé. Ex: K (1.33A), Cs (1.67) ou Mg (0.66A), Fe (0.74A) 3) Lorsque deux ions ont le même rayon mais des charges différentes, c ’est celui qui a la plus grande chargequi est incorporé de préférence. 4) Ex: Ca2+ (0.99A), Na1+ (0.97A) 5) L’albite Na (Si3 AlO8) 6) L’anorthite Ca (Si3 AlO8 ) 7) Lorsque deux ions possèdent des charges et des noyaux voisins, l’’ion qui a la plus petite électronégativitéest incorporé de préférence. La liaison Cu-O est en effet plus covalente que la liaison Na-O et par suite elleest moins stable 20 Note : Les cations occupent dans les minéraux des sites formés par les oxygènes. En fonction de la taille, les ionsoccupent certains sites, tétraèdres, octaèdres, … Deux ions peuvent se substituer s'ils ont des rayons relativement voisins…(voir règles de substitutions). Les substitutions les plus fréquentes sont :  Si4+ par Al3+ en position tétraédrique. Mais attention, le rayon de Al3+ lui permet aussi d'occuperdes sites octaédriques. Si4+ peut être remplacé aussi par Fe3+, Ti4+  Mg2+, Fe2+ et Mn2+ peuvent se substituer  Ca2+ et Na+ peuvent se substituer K+ ne peut se substituer à aucun des cations précédents, mais peut se substituer à d'autres cations beaucoupmoins courants : Sr2+, Rb+ notamment. 10. Classification systématique des minéraux Classe Anions ou groupes anioniques I. Minéraux dépourvus d'oxygène Eléments natifs Minéraux constitués que d'un seul élément.Halogénures [Cl] 1-, [F] 1-, plus rarement [I] 1 et [Br] 1-. Sulfures [S] 2 , comprend aussi [As] 3-, [Sb] 3-, [Se] 2-, [Te] 2-. Sulfosels [AsS3] 3-, [SbS3] 3-, [AsS4], [SbS4], [As4S13], etc.. II. Minéraux oxygénés, non silicatés Oxydes & hydroxydes [O] 2-, [OH] 1-, comprend aussi [Nb2O6] 2-, [Ta2O6] 2Carbonates [CO3] 2-, comprend aussi [NO3] 1-. Borates [BO3] 3-, [B2O5] 4-, [B7O13] 5-, etc.. Sulfates [SO4] 2-, comprend aussi [CrO4] 2-.. Tungstates * [WO4] 2-, comprend aussi [MoO4] 2-. Phosphates [PO4] 3-, comprend aussi [AsO4] 3-, [VO4] 3-, [SbO4] 3- III. Minéraux silicatés (Silicates et alumino-silicates) III. CLASSIFICATION STRUCTURALE DES SILICATES Les silicates sont les principaux constituants des roches éruptives et métamorphiques. A eux seuls, ilsconstituent 92% de la croûte terrestre. Motif élémentaire des minéraux silicatés : Etant donné que le rapport C/A est Te2 le mélange X est entièrement liquide P1 (chute de pression) : des cristaux B vont coexister avec le liquide P0 : Tx < Te0 : tout le liquide est cristallisé Dans la nature la pression d’eau dépend de l’étanchéité du système.  A sec : Si on augmente la pression de H20, on augmente la T° de fusion du Qz et de l’Albite : Te augmente. 38 Le mélange X à Tx : P2: TxTe0 entièrement liquide. En résumé : Jusqu’ici, nous avons vu la représentation du système A-B à pression constante. Ci-dessous la représentation isotherme (à T° constante) de ce système : 2. Le système Albite-Anorthite Ce système diffère du système Quartz-Albite par le fait qu’il comporte deux solides qui peuvent formerdes solutions solides de toutes proportions. 2.1. Refroidissement lent Soit un magma de composition A0 ; Rappel : Le liquidus donne la composition du liquide. Le solidus donne la composition des cristaux. Le magma atteint par refroidissement le solidus à la température T1. On a alors le début de la cristallisation : quelques cristaux de composition B se forment. Ces cristaux ne sont pas de l’anorthite mais ils sont beaucoup plus riches en anorthite que le liquide à partir duquel ils se sont formés. Par conséquent, ces cristaux se séparent d’un liquide qui contient de plus en plus riche en Albite, tout comme le système Quartz-Albite. 39 Le liquide se refroidit en suivant la courbe Liquidus et la cristallisation se poursuit Lorsque le liquide atteint la température T2, les cristaux qui se forment ont la composition C. A T3, les cristaux ont la composition A, puis D…etc. Les cristaux sont de plus en plus riches en Albite. En théorie la séquence se termine lorsque la toute dernière goutte de liquide atteint la composition de l’Albite En réalité le processus s’arrête lorsque la composition globale de tous les cristaux formés équivaut à la composition initiale A. Une fois cette composition atteinte, il ne peut plus y avoir de liquide présent. Tout le liquide aura cristallisé. 2.2. Refroidissement rapide Lorsque le refroidissement est rapide, les substitutions entre solide et liquide n’ont pas le temps de se faire complètement. A T1, les premiers cristaux S1 se forment. La température diminuant rapidement jusqu’à T2, les équilibres n’ont pas le temps de s’effectuer complètement (c’est-à-dire que la totalité de S1 n’évolue pas complètement en S2, il reste donc une partie de S1). S2 se dépose autour de ce « cœur » « résidu »de S1. Comme les équilibres ne se font pas complètement, la composition du liquide ne se fait pas selon le liquidus (courbe d’équilibre entre le liquide et la phase solide) mais selon une courbe intermédiaire. On obtient finalement des cristaux formés de plusieurs solutions solides de plus en plus riches en Albite lorsqu’on va vers l’extérieur (le cœur des cristaux est plus riche en anorthite que la périphérie, qui elle,est plus riche en Albite). C’est le zonage des plagioclases. Pour la fusion, il faut noter que contrairement aux systèmes comportant un mélange à eutectique, où la composition du liquide (toujours la même que la composition de l’eutectique) ne dépend pas de la composition du matériel solide de départ, ici, chaque solide a son point de fusion et donne un liquide dont la composition est fixée par celle du solide initial. 40  3. Le système Albite-Orthose L’Albite et l’Orthose constituent une solution solide à T° élevée seulement mais le point de fusion le plus bas est obtenu pour une composition intermédiaire (le minimum thermique). A la température Tm, un solide de composition M donne un liquide de même composition. Le Solvus et la courbe qui sépare en phase solide le domaine où les minéraux sont en solution solide du domaine où ils sont immiscibles. A T3, aux points d’intersection avec la courbe Solvus, deux phases apparaissent :  riche en Albite, et  riche en Orthose. La présence de ces deux phases est matérialisée dans les perthites. Par cristallisation fractionnée des liquides X et Y, on peut atteindre la composition du minimum thermique M. Dans le cas d’une fusion partielle, le premier liquide formé est plus proche du minimum que la composition de X et Y. Pour des températures en dessous de la température du solvus, les feldspaths de composition X et Y subissent une exsolution (séparation de phases) pour donner une perthite. Pour des T° au-dessus de la T° du solvus, on a une solution solide. Action de la pression d’eau sur la position du solvus, du liquidus et du solidus : La courbe du solvus est très peu modifiée par la pression. Le liquidus et le solidus sont abaissés par l’augmentation de la pression d’eau. A 5kb, le solvus et le solidus se rejoignent : cela interdit l’existence d’une solution solide entre Albite et Orthose. V. LES SYSTEMES TERNAIRES 1. Généralités : Ce sont des diagrammes triangulaires isobares Les trois composants sont aux sommets d’un triangle et la température T° est placée sur un axe perpendiculaire : cela revient à coller trois diagrammes binaires entre eux. Pour des raisons de clarté, on réalise une projection selon l’axe des T° sur le triangle de base. On obtient des courbes d’égale T° dits isothermes (qui représentent le relief thermique de la surface du liquidus). 41  Champs primaire : extension du liquidus binaire dans un diagramme ternaire. Le champs primaire d’un minéral correspond aux différentes compositions que peut prendre le liquide de façon à ce que ce minéral soit le premier à cristalliser. Limite de champs : extension de l’eutectique binaire dans un diagramme ternaire. C’est l’intersection des surfaces de liquidus. 2. Eutectique ternaire E: point invariant correspondant à l’intersection des limites de champs.Le système Quartz-Albite-Orthose Ci-dessous, la projection du système (Qz-Ab-Or - H20) isobarique sur sa base anhydre : Évolution d’un mélange liquide X dans le diagramme Qz-Ab-Or : La composition du liquide X1 est : 60% Qz, 30% Ab, 10% Or. Ce liquide va commencer à cristalliser en donnant des cristaux de Quartz et un liquide enrichi en feldspaths Albite et Orthose. Puis il continue à dévaler la pente jusqu’à la dépression principale E1-E2 (ligne cotectique définie par toutes les compositions qui permettent la cristallisation simultanée de Qz et feldspaths) Le point le plus bas correspond à la composition du minimum thermique M formé par la réunion de trois surfaces cotectiques. 42 X2 : Après formation de 20% de Qz, il reste 80 % de liquide ne comportant plus que 40% Qz, 30% Ab, 10% Or. On ramène à 100 : Qz = [40/(40+30+10)]x100 = 50% Ab = [30/(40+30+10)]x100 = 37,5%Or = [10/(40+30+10)]x100 = 12,5% Le rapport Ab/Or ne change pas (dans le cas de notre liquide initial X1, Ab/Or= 3). L’évolution du liquide suit une droite au point représentatif de la composition Ab/Or= 3/1).Au niveau de la ligne cotectique, Quartz et Albite cristallisent ensemble, ensuite la composition duliquide évolue vers le pole Orthose jusqu’au point M. Là, les cristaux d’Orthose se forment. Au point M, Quartz, Albite et Orthose cristallisent ensemble et la T reste fixe jusqu’à la cristallisation complète du liquide. Après cela, elle diminue (voir la règle des phases). 3. Action de la pression d’eau sur la position la position des lignes cotectiques et du minimumternaire : Pour des pressions supérieures à 3,5Kb d’eau, le liquide obtenu lors de la fusion d’un matériau contenant Quartz, Albite et Orthose en différentes proportions, peut avoir la composition de l’eutectique. Les changements de pression modifient les T° pour lesquelles les mélanges Quartz, -Albite et Orthose sont totalement liquides ou complètement cristallisés. Une augmentation de PH2O diminue ces températures. La nature des minéraux en équilibre avec le liquide change aussi. Les changements de pression changent la position de la ligne cotectique séparant le Quartz avec les feldspaths (Albite et Orthose) : A 1 Kb de pression d’eau, le minimum thermique M est voisin de 40% Qz, 30% Ab, 30% Or. A 4Kb, M est à 30% Qz, 45% Ab, 25% Or. Les variations sont importantes dans la mesure où une composition qui, à faible pression, se trouve dans le champ des feldspaths, sera à une pression supérieure dans le champ où le Quartz cristallise en premier. Une diminution de la pression produit l’effet inverse. 43  A Chapitre IV LES ROCHES MAGMATIQUES I. INTRODUCTION Les roches magmatiques forment l’essentiel des croutes océaniques et continentales. Elles sont également appelées roches ignées ou roches éruptives. Elles résultent de la cristallisation d’un liquide de haute température (le magma). Cette cristallisation se fait soit en profondeur pour donner les roches plutoniques, soit en surface pour donner les roches volcaniques. Fig.1. L’activité magmatique et se produits Les magmas se forment à haute température et sous haute pression par fusion partielle de la croûte terrestre ou du manteau. Moins denses que les roches solides de la lithosphère, ils sont entraînés vers le hautpar la poussée d'Archimède, sous forme de dykes ou de diapirs. Deux types de roches magmatiques sont très représentés à l’échelle du globe terrestre : - Les granitoïdes : roches plutoniques acides - Les basaltes : roches volcaniques basiques - II. LES PROCESSUS MAGMATIQUES : Les processus magmatiques permettent de procéder à une redistribution des éléments de la lithosphèrepar cristallisation fractionnée et fusion partielle. Les processus de fusion partielle/cristallisation fractionnée sont responsables de la grande diversité des roches terrestres. En effet, lorsqu’une roche fond, si la fusion totale n’est pas atteinte avant émission du magma, la lave émise en surface n’a pas la même composition chimique que la roche d’origine. De même, lorsqu’une roche suit un processus de cristallisation fractionnée, le magma extrait progressivement n’a pas la même composition chimique que le magma d’origine, du fait de la cristallisation de certains minéraux. Le magma d’origine est appauvri en certains éléments mobilisés par les minéraux formés. Deux types d’éléments interviennent : les éléments compatibles et les éléments incompatibles qui se répartissent entre le magma et les minéraux cristallisés : 44 - Les éléments compatibles (avec les réseaux cristallins) ont une affinité avec le solide : lors de la fusion partielle/cristallisation fractionnée d’une roche/magma, ils restent préférentiellement dans les solides. - Les éléments incompatibles ont une affinité avec le liquide : lors de la fusion partielle/cristallisation fractionnée d’une roche/magma il reste préférentiellement dans lemagma. 1. La fusion partielle Dans des conditions normales de pression et température à l'intérieur du globe, les roches ne fondent pas. La fusion des roches nécessite des conditions particulières, notamment : - L’augmentation de la température jusqu’à atteindre la température de fusion. - La décompression adiabatique ou diminution de la pression (distension et amincissement crustal notamment au niveau des dorsales), - Adjonction de l’eau (cas de la lithosphère plongeante gorgée d’eau lors des subductions). La diminution de la pression et l’adjonction de l’eau provoquent l’abaissement des T° de fusion. Fig. 2. Mécanisme de fusion partielle du manteau On remarque que les courbes des géothermes (en vert et rouge) ne croisent pas le solidus. Lors de la fusion de la roche, la température atteinte est généralement inférieure à la température de fusion des minéraux les plus réfractaires. C'est le domaine se situant entre le solidus et le liquidus. Les minéraux les plus réfractaires ne vont donc pas fondre et vont donc coexister avec un liquide magmatique issu de la fusion des minéraux les moins réfractaires. C’est pour cela qu’on parle de fusion partielle. Fig. 3. La fusion partielle du manteau La composition chimique du magma est différente de la composition chimique de la roche qui lui a donné naissance. Ainsi donc, en définitive, la fusion partielle d’une roche correspond à la fusion de certains de ses minéraux. Certains minéraux atteignent leur point de fusion alors que d’autres non. On observe alors la formation de liquide magmatique entre les cristaux qui ne sont pas encore fondus. Le solidus de la roche est franchi, la roche n’est plus uniquement solide, mais le liquidus n’est pas encore atteint car la roche 45 n’est pas totalement fondue. Il existe une grande variété géochimique de magmas héritée de cycles de fusion / cristallisation qui se sont succédés tout au long de l'histoire géologique. Ils peuvent être classés en fonction de leur teneur en silice : Magmas felsiques : SiO2 > 65% et pauvre en Fe Magmas intermédiaires : 52%