a)  Les différents types de roches ignées

Avertissement : Ne possédant pas une collection de roches ignées, les photos ici présentes ont été trouvées ici et là sur la toile.  Il est clair que mon intention n'est pas de "piller" le travail d'un autre mais bien de montrer la diversité des couleurs et des textures des roches volcaniques.  Si d'aventure l'une ou l'autre photo était contractuelle, veuillez me le faire savoir et elle serait alors immédiatement retirée de mon site. Merci de votre compréhension.

1°  LES GRANITES

Les roches ignées intrusives constituées de feldspaths alcalins et de quartz forment la famille des granités au sens large.

Le minéral caractéristique de ces roches est le quartz; sa teneur peut varier de 20 à 40 % (de 10 à 40 % selon certains auteurs) ; sa présence traduit une cristallisation dans un milieu très riche en silice et, de manière moins importante, en alumine et en éléments alcalins (sodium et potassium). La silice, qui ne participe pas avec les éléments alcalins à l'édification des feldspaths, cristallise tardivement sous forme de quartz.

Les limites entre les différents types lithologiques de cette famille ne sont pas nettes et ne correspondent pas forcément à des différences génétiques. Très souvent, elles traduisent des différences de cristallisation du même réservoir magmatique, dans l'espace ou dans le temps. Par exemple, le même massif peut être formé en partie par du granité, en partie par de la granodiorite.

Le quartz étant le constituant fondamental, on parle de granité si plus des 2/3 des feldspaths sont de type alcalin (orthose), le tiers restant étant un plagioclase légèrement calcique (oligoclase). Les adamellites sont caractérisées par une augmentation de la teneur en plagioclases, qui constituent 1/3 à 2/3 des feldspaths. Dans les granodiorites, le plagioclase (andésine) devient dominant par rapport au feldspath alcalin; sa teneur dépasse les 2/3 du feldspath total. Les adamellites et les granodiorites sont caractérisées par des teneurs en quartz plus faibles que celles observées dans les granités; le plagioclase devient plus calcique (andésine). Parallèlement, apparaissent des minéraux ferromagnésiens, comme la biotite et l'amphibole, qui marquent la transition vers les diorites. Les minéraux accessoires, tels l'apatite et le sphène, traduisent le caractère calcique de ces roches; on rencontre aussi du zircon et de la magnétite; quelques paillettes de mica blanc (muscovite) subsistent parfois.

Les granités proprement dits se subdivisent en granités normaux et en granités alcalins et hyperalcalins.

• Dans le cas des granités normaux, les deux feldspaths peuvent cristalliser simultanément (dans ce cas il s'agit de perthite orthose-albite) ou séparément sous forme d'individus cristallins isolés. Les granités caractérisés par des feldspaths perthitiques se forment par refroidissement rapide d'un magma intrusif dans les niveaux supérieurs de l'écorce terrestre. Les granités à deux feldspaths, par contre, se forment à partir d'un magma qui se refroidit lentement en profondeur. La démixtion entre feldspath sodique et feldspath potassique s'effectue progressivement avec cristallisation d'individus séparés. Le feldspath potassique est en général l'orthose; on rencontre plus rarement le microcline. Le feldspath sodique n'est que rarement une albite pure; le plus souvent, il s'agit d'oligoclase, plagioclase légèrement calcique. Pour cette raison, les granités normaux sont aussi appelés granités calco-alcalins. Le quartz cristallise en dernier sous forme de cristaux xénomorphes qui occupent les espaces libres entre les feldspaths et les micas. Il est caractérisé par la présence d'aiguilles submicroscopiques de rutile (TiO₂) et par des petites cavités (10 à 50 microns) remplies de fluides à l'état liquide et gazeux (H₂O, CO₂). Parfois, les inclusions fluides montrent, dans une cavité essentiellement remplie d'eau à l'état liquide, une bulle de vapeur agitée par un mouvement brownien. Les inclusions fluides qui se forment au moment de la croissance du cristal sont dites primaires, ou syngénétiques; celles qui se forment après la cristallisation du quartz, par suite de fractures dues à des contraintes tectoniques par exemple, sont dites secondaires, ou épigénétiques. Les inclusions fluides fournissent des renseignements intéressants sur la température et la pression au moment de la cristallisation ainsi que sur la composition chimique des fluides générateurs. C'est pourquoi la discipline qui étudie les lacunes de cristallisation et leur remplissage prend le nom de géother-mobarométrie.

Les granités pauvres en éléments ferromagnésiens sont appelés leucogranites, ou granités clairs, car ils sont formés essentiellement de minéraux blancs et transparents.

D'autres granités, par contre, contiennent des minéraux ferromagnésiens et parfois même des pyroxènes. Les granités à deux feldspaths contenant quelques % de pyroxène orthorhombique (orthopyroxène) et de pyroxène monoclinique, de l'amphibole, de la biotite, parfois des grenats, prennent le nom de granités charnockitiques, ou charnockites. Les charnockites sont des roches acides de type intrusif, très répandues dans les complexes métamorphiques précambriens. Aux termes sialiques s'associent souvent des termes de type intermédiaire et de type fémique. Les charnockites sont caractérisées par la présence de pyroxène orthorhombique; le feldspath le plus abondant est le microcline; le quartz contient, dans ces roches, de très fines aiguilles de rutile. Les adamellites charnockitiques et les granodiorites charnockitiques, que l'on appelle aussi enderbites car elles sont très bien représentées dans la région d'Enderby sur le continent Antarctique, sont des charnockites caractérisées par la présence de plagioclase. Les relations entre les charnockites et les roches avoisinantes sont difficilement étudiables du fait du métamorphisme très intense qui les affecte.

• Les granités alcalins sont caractérisés par la présence de plagioclase sodique : l'albite ou bien l'antiperthite, c'est-à-dire une albite contenant des faccules d'orthose. Les minéraux qui accompagnent le quartz et les feldspaths sont un pyroxène sodique (segyrine) et de l'amphibole sodique (riébeckite), qui remplacent la hornblende et la biotite des granités normaux. Les roches filoniennes pegmatitiques s'associent fréquemment aux granités sodiques. Elles se forment au cours des stades tardifs de consolidation du magma, notamment pendant le stade pneumatolytique, et sont caractérisées par des concentrations parfois exploitables de minéraux rares comme la fluorine, la chryolite, les minéraux des terres rares et les minéraux radioactifs.

Les adamellites sont des roches intrusives analogues aux granités, mais où le plagioclase est présent en pourcentages analogues au feldspath potassique. Leur nom provient du massif de l'Adamello (Alpes).

Les granodiorites sont les roches les plus répandues parmi les roches grenues intrusives; elles ressemblent beaucoup aux granités, et un simple examen macroscopique ne suffit pas pour les différencier des granités. Le feldspath dominant volumétriquement est le plagioclase de type oligoclase-andésine ; le quartz est toujours présent en teneurs avoisinant 20 %. Par diminution progressive du quartz, on passe aux roches de type tonalité, qui appartiennent à la famille des diorites. Les trondhjemites sont des roches formées par un plagioclase (oligoclase-andésine), du quartz, mais totalement dépourvues de feldspath potassique. Elles peuvent contenir un peu de biotite et de la hornblende.

Les microgranites, anciennement appelés porphyres, sont des roches de compositions chimique et minéralogique analogues à celles des granités. Ils se distinguent de ces derniers par leur structure porphyrique ou microgrenue. Les roches résultent de la cristallisation du magma granitique dans des conditions filoniennes ou subvolcaniques. Il ne faut pas confondre les microgranites avec les rhyolites, qui sont des roches effusives résultant de la cristallisation du magma granitique en surface, donc sous forme de coulées. Anciennement, les microgranites, caractérisés par la présence de quartz automorphe, étaient appelés porphyres quartzifères, ou microgranulites, et les microgranites aphanitiques étaient désignés sous le nom de porphyres pétrosiliceux, ou pétrosilex. Les granités porphyriques sont caractérisés par une structure grenue normale et par de très gros cristaux (phénocristaux) de feldspath alcalin, ou porphyroblastes.

Les granophyres sont des granités porphyriques subvolcaniques caractérisés par une structure micropegmatitique (structure micrographique) et sphérolitique. Les proportions respectives de quartz et feldspaths correspondent au point eutectique du système quartz, orthose, albite. Leur structure est analogue à celle de certains alliages métalliques qui représentent des systèmes eutectiques à plusieurs composants.

Les pegmatites et les aplites sont des roches filoniennes accompagnant très fréquemment les roches granitiques. Les pegmatites se présentent sous forme de filons trapus, ou sous forme de lentilles ou poches à contours irréguliers. Elles sont localisées soit dans la bordure de l'intrusion granitique, soit dans les roches encaissantes avoisinantes. Leur structure montre des grains très gros, et certains cristaux ont des dimensions qui peuvent dépasser la dizaine de centimètres. Leur composition minéralogique est analogue à celle des granités; le feldspath (orthose, microcline, albite) se présente sous forme de larges plages contenant des cristaux de quartz prismatiques disposés parallèlement les uns par rapport aux autres (structure graphique). Les minéraux riches en éléments volatils (Cl, B, F) sont caractéristiques des roches pegmatitiques; le mica blanc est souvent une muscovite lithinifère (lépidolite) ; les autres minéraux riches en lithium sont le spodumène, la tourmaline, la fluorine et l'apatite; on rencontre aussi de la cassitérite, du béryl, de la wolframite, ainsi que de nombreux minéraux riches en éléments radioactifs et en terres rares.

Les pegmatites sont généralement subdivisées en deux catégories en fonction de leur richesse en minéraux accessoires : les pegmatites simples et les pegmatites complexes. On constate que les pegmatites liées à une seule intrusion granitique ont une composition minéralogique constante. Dans le cas des pegmatites complexes, la structure est concentrique zonée. La partie la plus périphérique, d'épaisseur limitée, présente une structure et une composition aplitiques. Dans l'enveloppe plus interne, le grain de la roche augmente progressivement et l'on observe l'apparition de minéraux accessoires, parfois en concentrations exploitables. Les principaux minéraux de cette zone sont le mica muscovite et le béryl. Les minéraux métallifères sont concentrés dans la troisième enveloppe, qui est parfois absente dans certaines pegmatites. Les minéraux contiennent des éléments recherchés par l'industrie, comme l'uranium, le thorium, le lithium, le césium, le tantale, le niobium et certaines terres rares. Le noyau central est souvent formé de quartz, parfois associé à de l'orthose, mais dépourvu de minéraux accessoires. Les pegmatites résultent de la cristallisation du résidu fluide qui reste après la cristallisation de la majeure partie du corps intrusif magmatique. C'est la raison pour laquelle dans le réseau cristallin des minéraux qui apparaissent à ce stade, on trouve des éléments volatils (OH, Cl, F) et d'autres éléments (béryllium, bore, rubidium, césium, etc.), qui, du fait de leur rayon ionique très important, ne peuvent entrer dans le réseau des minéraux formés pendant le stade orthomagmatique. Les dimensions très importantes des cristaux de pegmatites pourraient être le résultat d'une viscosité très basse du bain silicate d'une part, et de son renouvellement continuel d'autre part. Les actions métasomatiques, c'est-à-dire le remplacement de certains minéraux déjà existants par d'autres nouvellement formés à la suite d'un apport de matière, sont parfois évidentes; ainsi, les pegmatites complexes contiennent de l'albite qui se forme par remplacement de microcline cristallisé dans un stade antérieur. Les pegmatites peuvent montrer des cavités myarolitiques résultant de la dissolution de certains minéraux. Une pegmatite du Dakota (États-Unis) contient des cristaux de spodumène qui atteignent 15 m de long, des béryls de 6 m et des feldspaths (microcline) dont le diamètre dépasse 1 m.

Les aplites sont des roches de composition granitique qui se présentent en filons d'épaisseur peu importante au cœur ou à la bordure des massifs granitiques. Elles se forment simultanément aux pegmatites à partir des derniers jus résiduels et montrent une structure microgrenue composée de quartz et feldspath. Les minéraux ferromagnésiens y sont très peu représentés. Les variétés très riches en quartz passent progressivement aux filons monominéraux de quartz hydrothermal. Les aplites se placent préférentiellement à la bordure ou au cœur des filons pegmatitiques, et le filon aplitique renferme parfois des poches irrégulières de pegmatite. Ce phénomène montre nettement que l'aplite et les pegmatites résultent de la cristallisation d'un même résidu fluide, les différences minéralogiques étant dues aux variations des teneurs en éléments volatils des fluides générateurs.

Les lamprophyres sont des roches filoniennes fémiques qui peuvent accompagner les pegmatites et les aplites. Ils se forment aussi par différenciation de bains résiduels tardifs et sont très riches en minéraux sombres, comme la biotite et la hornblende.

La composition minéralogique et la structure des granités peuvent être modifiées après solidification minéraux silicates par la pénétration de fluides résiduels, Les fluides sont composés essentiellement de vapeur d'eau à l'état hypercritique ou d'un liquide à température élevée associé à d'autres éléments volatils. Les fluides traversent la masse cristallisée et se dispersent à travers les fissures des roches encaissantes. Leur passage est marqué par un ensemble de réactions métasomatiques qui aboutissent à la modification de la composition chimique et minéralogique de la roche traversée. Les réactions entre certains éléments des minéraux préexistants et les éléments des fluides métasomatiques, ainsi que l'entraînement de certains éléments par les fluides et leur remplacement, aboutissent à la formation de nouveaux minéraux. L'ensemble de ces phénomènes est désigné par le terme d'autométasomatisme.

Les greisens sont des roches formées par du quartz et de la muscovite (cette dernière provenant généralement de la modification pneumatolytique des feldspaths). Ils se placent en bordure des massifs granitiques et montrent des conditions de gisement de type intrusif et filonien. Dans ce dernier cas, ils peuvent résulter de la différenciation tardive d'un massif granitique très sialique, suivie d'un phénomène d'autométasomatisme. Dans d'autres cas, les filons présentent des conditions de gisement analogues à celles des pegmatites et sont vraisemblablement d'origine primaire. Ils résultent donc de la cristallisation d'un fluide de nature pegmatitique-pneumatolytique très riche en vapeur d'eau à l'état hypercritique. Mais, le plus souvent, le greisen constitue une enveloppe d'altération des massifs granitiques et se trouve associé à de nombreux filons de quartz d'origine pneumatolytique et hydrothermale parfois minéralisés. Les greisens, à proximité des filons minéralisés, peuvent contenir des variétés de micas lithinifères ou fluorifères, comme la zinnwaldite, avec d'autres minéraux pneumatolytiques, comme la fluorine et la topaze.

La luxullianite, ou granité à tourmaline, est aussi considérée comme une roche d'origine autométasomatique. L'observation microscopique montre que la tourmaline, qui se présente en agrégats fibroradiés, remplace d'abord la biotite, puis le feldspath. Il existe aussi des roches grenues formées uniquement de quartz et de tourmaline, qui ne résultent pas de la transformation de roches préexistantes, mais de la cristallisation d'un résidu magmatique enrichi en éléments volatils, notamment en composés borés. L'autométasomatisme hydrothermal peut se traduire dans certaines roches granitiques par la transformation du feldspath potassique en kaolinite (minéral argileux) ; l'albite est moins sensible à l'altération hydrothermale. Une partie du potassium libéré par le réseau cristallin de l'orthose se recombine pour former un minéral phylliteux voisin de la muscovite : la séricite.

2°  LES DIORITES

Les tonalités, ainsi appelées car on les trouve dans les Alpes de Tonale, sont des diorites quartziques, qui contiennent, en plus du plagioclase (oligoclase-andésine), de la hornblende, de la biotite ainsi que de petites quantités de quartz (moins de 10 %) et de feldspath potassique. Leur composition minéralogique est très voisine de celle des granodiorites, dont elles se différencient surtout par les teneurs plus faibles en quartz et par la présence de feldspath potassique.

Les hornblendites sont des roches extrêmement rares, formées presque uniquement de gros cristaux de hornblende dans des conditions de type pegmatitique. Elles peuvent représenter le résultat de différenciations locales de magmas dioritiques et se présentent en niveaux stratifiés, comme les pyroxénites et certaines péridotites. Parfois, elles résultent de la métasomatose de roches originellement pyroxéniques.

La célèbre diorite orbiculaire de Corse, ou corsite, se caractérise par sa texture. Les minéraux sont disposés d'une manière à la fois zonaire et fibro-radiée. Le plagioclase est une bytownite (80 % d'anorthite, donc très calcique), ce qui fait que cette roche peut être considérée comme un gabbro, et l'amphibole est une ouralite fibreuse.

Les anorthosites sont des roches très rares, formées principalement par du plagioclase. Leur nom prête à confusion : en effet, ce ne sont pas des roches à plagioclase anorthose, mais des roches dépourvues d'orthose. Leur origine et leur mode de formation sont encore mal connus.

La plumasite, dont le nom dérive d'une localité de Californie, est une roche filonienne composée d'oligoclase et de corindon. Des roches analogues sont connues dans les grands boucliers précambriens de Scandinavie, d'Amérique du Nord et d'Afrique du Sud où elles présentent des structures de type pegmatitique par la texture des grains et la zonation minéralogique des filons.

3°  LES GABBROS ET LES ROCHES INTRUSIVES BASIQUES ET ULTRABASIQUES

Les roches intrusives basiques et ultrabasiques sont formées d'un ou de plusieurs minéraux appartenant à la famille des plagioclases basiques, de pyroxènes, d'olivine, et de quantités accessoires de chromite, d'ilménite et de magnétite.

Dans les gabbros, le plagioclase est le minéral cardinal, accompagné par d'autres minéraux; si le plagioclase est absent, on a des roches intrusives ultrabasiques, formées uniquement de pyroxènes et d'olivine, seuls ou associés.

Les gabbros sont l'équivalent intrusif des roches les plus répandues de l'écorce terrestre, les basaltes. Ce sont des roches sombres à structure grenue, holocristalline, analogue à celle de ces derniers. Volumétriquement, le plagioclase constitue environ 50 % des minéraux du gabbro; il s'agit, en général, de labrador en cristaux de forme aplatie, analogues à ceux que l'on rencontre dans les équivalents effusifs des gabbros, les dolérites. Leur couleur est souvent blanche, mais la présence de minuscules inclusions de minéraux ferrifères peut leur conférer une couleur noir-gris et un éclat métallique.

Les pyroxènes sont les minéraux les plus abondants après les plagioclases. Ils peuvent être orthorhombiques ou bien monocliniques. Dans un gabbro stricto sensu, le pyroxène est monoclinique (clinopyroxène) ; dans une norite, il est orthorhombique (orthopyroxène). Tous les passages entre gabbro et norite peuvent exister dans la nature. Les pyroxènes monocliniques sont généralement de l'augite, du diallage ou de l'augite titanifère. L'orthopyroxène est généralement représenté par des termes plus ou moins ferrifères de la famille enstatite-bronzite-hypersthène. Les deux types de pyroxènes peuvent contenir des inclusions lamellaires de minéraux ferrifères ou bien des inclusions de pyroxènes de composition chimique différente de celle du minéral hôte (par exemple, l'augite dans le pyroxène orthorhombique et vice versa). L'étude de leur composition exacte et de leurs rapports réciproques est importante pour déterminer leur ordre de cristallisation dans le magma.

On peut trouver des amphiboles dans certains gabbros; toutefois, en général, il s'agit de minéraux secondaires provenant de l'altération des pyroxènes, par suite d'un métamorphisme général ou par des phénomènes d'auto-métasomatisme, accompagnés d'un apport d'eau.

L'olivine peut être un des composants essentiel des gabbros; elle se présente en cristaux trapus, souvent transformés partiellement ou entièrement en serpentine. La présence d'olivine dans le gabbro signifie que le magma originel était pauvre en silice; l'olivine a, en effet, une composition plus pauvre en silice que les pyroxènes.

Certains gabbros à plagioclases et pyroxènes peuvent contenir du quartz qui cristallise très tardivement à partir d'un liquide résiduel enrichi en silice. La présence d'olivine, même en petites quantités, exclut totalement la présence de quartz.

On connaît des variétés de gabbros où l'olivine peut devenir très importante. Volumétriquement; le cas extrême est représenté par des gabbros à plagioclases et olivine, les pyroxènes étant absents. Ces roches, qui cristallisent à partir de magmas très pauvres en silice par rapport aux teneurs en magnésium et fer ainsi qu'en calcium et sodium, présentent un aspect tacheté qui rappelle la peau de certaines truites, d'où leur nom de troctolites. On connaît tous les termes de transition entre gabbros, norites et troctolites.

L'euphotide est un très beau gabbro que l'on rencontre dans les Alpes dauphinoises. Il est constitué par de grands cristaux de plagioclase vert, altéré en saussurite, et par des cristaux de diallage à reflets bronzés. Les gabbros sont souvent altérés par suite d'un faible métamorphisme : le plagioclase se transforme en saussurite, qui est un mélange microcristallin d'albite, de zoïsite, d'épidote et de calcite, tandis que le pyroxène est remplacé par de minces aiguilles d'amphibole et par de la chlorite. L'altération météorique se superpose à ces changements minéralogiques et se traduit par l'apparition d'oxydes et d'hydroxydes de fer, qui confèrent à la roche un aspect rougeâtre.

Les dolérites sont des roches de composition chimique analogue à celle des gabbros, mais qui se présentent dans des conditions de gisement filoniennes ou subvolcaniques. On les rencontre en filons discordants, mais aussi en filons couches (sills) en raison de la faible viscosité du magma gabbroïque (basaltique) qui favorise leur épanchement le long des surfaces de discontinuité des roches encaissantes. Certains filons concordants de dolérite peuvent présenter une épaisseur notable et passer latéralement à des corps intrusifs, que l'on appelle des lopolïtes. La partie inférieure de certaines coulées basaltiques épaisses montre parfois, par suite du refroidissement très lent, des structures doléritiques. Les dolérites sont caractérisées par la structure ophitique qui résulte de l'enchevêtrement de cristaux aplatis de plagioclase. Dans les interstices laissés libres par les plagioclases, du pyroxène monoclinique cristallise sous forme de grandes plages englobant souvent plusieurs plagioclases.

Les différents types de structure ophitique (dimensions des cristaux, agencements, etc.) permettent de reconstituer les processus de solidification du magma.

Le plagioclase calcique et le pyroxène monoclinique constituent un système binaire avec un point eutectique. Si la composition chimique du magma est très proche de l'eutectique, les deux minéraux cristallisent simultanément : on obtient ainsi la structure ophitique normale. Le plagioclase précipite un peu avant le pyroxène sous forme de noyaux ou agrégats de cristallisation, tandis que le pyroxène forme de larges plages.

Dans d'autres cas, le plagioclase peut cristalliser bien avant le pyroxène (le magma est beaucoup plus riche en plagioclase par rapport à la composition de l'eutectique) ; on observe alors deux générations de plagioclases de dimensions différentes. Les plagioclases inclus dans les pyroxènes sont tous orientés de la même façon, phénomène attribué à la fluidité très grande du magma. La présence ou non de l'olivine dans les dolérites peut influencer l'ordre de cristallisation des minéraux fondamentaux.

Les anorthosites sont des roches constituées par plus de 80 % de plagioclases de composition analogue aux plagioclases des gabbros. Ces roches peuvent représenter les termes extrêmes d'une série qui passe par des leucogabbros très pauvres en minéraux fémiques. Les minéraux ferromagnésiens des anorthosites sont analogues à ceux des gabbros; on constate même qu'il existe un rapport entre la composition du plagioclase et celle des minéraux fémiques accessoires; l'olivine s'associe à des plagioclases de composition voisine de l'anorthite, à des pyroxènes orthorhombiques et monocliniques, ainsi que parfois à des plagioclases de type labrador. Les amphiboles sont présentes dans les anorthosites de type andésitique, ce qui met en relief l'analogie entre ces roches et les diorites. Les anorthosites se présentent sous forme de batholites de grandes dimensions, intrusifs dans les complexes métamorphiques précambriens (bouclier baltique, bouclier canadien, etc.).

Plusieurs hypothèses ont été émises quant à l'origine de ces roches monominérales.

L'existence d'un magma de composition anorthositique semble difficilement acceptable car la température de fusion des minéraux constituant la roche est très élevée (1 400 °C pour les plagioclases les plus calciques), nettement supérieure aux températures existant dans les niveaux où se sont injectées les anorthosites. De plus, il faut remarquer que l'on ne connaît pas de laves ayant la composition des anorthosites. On pense donc que ces roches, à l'instar de nombreuses autres roches ignées monominérales, représentent des cumulais de cristaux qui se seraient séparés à partir d'un magma originel dont la composition correspondait à plusieurs minéraux à l'état fondu, donc avec une température de fusion inférieure à celle de chaque minéral.

Des études de laboratoire ont démontré que la présence de vapeur d'eau sous forte pression abaisse de façon notable la température de solidification de l'eutectique anorthite-diopside et aboutit à une composition de 70 % d'anorthite et 30 % de diopside. Il est évident que les anorthosites ne peuvent se former par cristallisation eutectique d'un bain fondu de composition anorthite-diopside. Il faut donc admettre une concentration préalable de cristaux plagioclasiques, que l'on attribue à des phénomènes de différenciation gravitative dans le liquide originel. Un tel phénomène est bien connu dans le cas des intrusions basiques et ultrabasiques.

Selon l'hypothèse de la séparation par gravité dans une chambre magmatique remplie d'un bain fondu de composition gabbroïque, les cristaux d'olivine et de pyroxène, formés avant le plagioclase et plus denses, se concentreraient dans la partie inférieure de la chambre. Dans la partie supérieure de la chambre, le plagioclase formerait une suspension solide au sein du magma liquide qui s'injecterait dans les roches susjacentes à la faveur des mouvements tectoniques. Ce mode de mise en place pourrait expliquer la texture protoclastique que l'on rencontre dans de nombreuses anorthosites.

Les roches formées essentiellement de pyroxènes monocliniques orthorhombiques prennent le nom de pyroxénites. Elles sont localisées dans les parties inférieures des grandes intrusions de gabbros et résultent de la séparation, par gravité, des minéraux de plus forte densité. On attribue à ces roches le nom du minéral qui les compose suivi du suffixe -ite; ainsi, l'on obtient les bronzitites, les diallagites, les hypersténites, etc. On peut rencontrer des pyroxénites contenant deux pyroxènes différents auxquels s'associent, assez fréquemment, des minéraux métalliques comme la chromite.

Les péridotites sont des roches intrusives constituées essentiellement par de l'olivine, minéral appartenant à la famille des péridots. Les péridotites contenant uniquement de l'olivine sont aussi appelées dunites (du mont Dune, en Nouvelle-Zélande). Elles peuvent contenir aussi des quantités accessoires de minéraux métalliques. Les péridotites caractérisées par la présence de pyroxènes sont très répandues; si le pyroxène est orthorhombique, on parle de harzburgites; si le pyroxène est une augite, on a des wehrlites, roches beaucoup plus rares que les précédentes. Dans les cherzolites, orthopyroxènes et clinopyroxènes sont associés. Les péridotites contenant de la hornblende sont extrêmement rares.

Les picrites sont des roches assez semblables aux péridotites, mais à côté de l'olivine, il y a un pyroxène calcique toujours en faible teneur. Si la quantité de plagioclase devient importante, on passe progressivement aux gabbros riches en olivine. Dans certaines picrites, on peut trouver de l'orthopyroxène; d'autres peuvent contenir un peu de hornblende.

Les pyroxénites, les péridotites et les picrites se présentent en gisements de type stratiforme, ce qui fait penser à une différenciation par gravité à partir d'un magma de type gabbroïque. Les péridotites se présentent parfois sous forme de filons ou de corps intrusifs subverticaux qui pourraient constituer les cheminées d'alimentation des magmas ultrabasiques. Il convient de noter que l'on ne connaît pas de laves ayant une composition correspondant aux péridotites (sauf les basaltes picritiques correspondant aux picrites). Dans ce type de péridotite, on rencontre des fragments et des blocs de roches intrusives de composition inhabituelle, comme certaines des roches que nous venons de décrire.

De plus, on observe des roches ultrabasiques micacées. Parmi celles-ci, les biotitites sont composées exclusivement de mica noir, et les péridotites micacées contiennent des teneurs notables de phlogopite (mica fortement magnésien). Elles sont mieux connues sous le nom de kimberlites (de Kimberley, en Afrique du Sud) et exploitées pour la recherche du diamant. Les pyroxénites à biotite constituent des enclaves, que l'on rencontre dans certaines laves alcalines à leucite. Toutes ces roches sont en relation avec des magmas alcalins différents des gabbros à partir desquels se forment les roches analogues non micacées.

Les éclogites sont des roches ultrabasiques de composition chimique assez voisine de celle des gabbros à olivine, mais très différentes de ces derniers par leur minéralogie. Elles sont constituées principalement d'un pyroxène (omphacite) et d'un grenat. Les minéraux accessoires sont le diopside, le quartz et parfois le disthène. Certaines éclogites sont considérées comme des roches d'origine métamorphique correspondant à des roches basiques soumises à un métamorphisme régional, alors que d'autres sont comprises comme le résultat de la cristallisation à de très grandes profondeurs de magmas de type gabbro. On retrouve là un phénomène de convergence analogue à celui que nous avons décrit dans le cas des granités. On connaît des blocs d'éclogite enclavés dans les pipes de kimberlite d'Afrique du Sud.

Les serpentinites sont des roches constituées par des minéraux de la famille de la serpentine, qui est un silicate hydraté de magnésium. Elles résultent de l'altération des roches ultrabasiques par des processus métasomatiques ou autométasomatiques.

4°  LES SYÉNITES

Les syénites sont des roches intrusives formées essentiellement par du feldspath alcalin, le plus souvent potassique (orthose) mais aussi sodique (albite).  L'oligoclase (plagioclase un peu calcique) peut s'associer à l'orthose.

Les minéraux ferromagnésiens sont représentés par la biotite (mica noir) et par les amphiboles, mais leur pourcentage est nettement inférieur à celui des feldspaths. Certaines syénites à caractère fémique peuvent contenir de nombreux minéraux ferromagnésiens et même des pyroxènes et de l'olivine. Certaines syénites à caractère légèrement acide peuvent contenir du quartz en très faible quantité (minéral accessoire). Si la teneur en silice du magma originel n'est pas suffisante pour former des feldspaths avec les éléments alcalins et l'alumine du magma, il se forme des aluminosilicates plus pauvres en silice que les feldspaths, que l'on appelle feldspathoïdes.

Les syénites présentent généralement une couleur rosé à violacée due à l'orthose, avec des taches de couleur sombre ou verte dues aux minéraux ferromagnésiens. Ces roches doivent leur nom à la ville antique de Syène en Egypte (aujourd'hui, Assouan), où il existe une roche intrusive très utilisée autrefois à des fins ornementales mais qui, en réalité, est un granité à amphiboles. C'est dans cette roche qu'est taillé l'obélisque de Louqsor, placé à la Concorde. Par ailleurs, les syénites peuvent, par augmentation de la teneur en quartz, passer progressivement aux granités.

Les syénites riches en sodium constituent des raretés pétrographiques qui résultent de différenciations locales de roches à composition originelle très variable. Le feldspath est de l'albite constituant à elle seule presque toute la roche, le quartz pouvant être, dans ce cas, un minéral accessoire; ces syénites sont donc aussi appelées albitites. De la même façon, les syénites formées uniquement par de l'orthose ou du microline sont très rares. Dans le type de syénite plus commun, on rencontre le feldspath potassique avec des ségrégations d'albite (perthite) ou bien des ségrégations d'orthose dans l'albite (antiperthite). Les deux feldspaths peuvent être présents en individus séparés, comme cela se produit dans les granités.

Les minéraux ferromagnésiens des syénites sont généralement des pyroxènes (aegyrine) et des amphiboles alcalins (arfvedsonite ou riébeckite), en plus de la biotite. Lorsque le pourcentage de minéraux ferromagnésiens augmente, on a des syénites mélanocrates (de couleur sombre à noire) comme la larvikite, qui prend son nom d'une ville de Norvège (Larvik). Cette roche est formée par de gros cristaux feldspathiques lamellaires à inclusions de minéraux métalliques, qui confèrent à la roche une couleur bleutée avec des reflets métalliques. Le feldspath est représenté par une antiperthite, l'oligoclase contenant des faccules d'orthose. Les autres minéraux sont de l'augite titanifère, de l'olivine, une variété de biotite disposée autour des cristaux de magnétite titanifère, et de l'apatite.

La shonkinite est une syénite mélanocrate, riche à la fois en néphéline et en orthose. Elle contient, en outre, du diopside, de l'olivine et une biotite rouge titanifère. Son nom dérive d'une localité du Montana aux États-Unis.

Les monzonites sont des roches intrusives formées par du plagioclase, de l'orthose et des minéraux ferromagnésiens. Leurs compositions minéralogique et chimique sont intermédiaires entre celles des diorites, auxquelles elles s'apparentent par la présence de plagioclase, et celles des syénites, par la présence de l'orthose. Les monzonites, qui doivent leur nom au massif de Monzoni dans les Alpes dolomitiques, contiennent un plagioclase de composition oligoclase-andésine qui constitue environ un tiers de la roche. Un autre tiers est formé par l'orthose en grosses lattes qui piègent des plagioclases et des ferromagnésiens. Le dernier tiers est constitué par de l'augite, de l'amphibole et de la hornblende. Certaines variétés de monzonites contiennent du quartz, ou de l'olivine.

Les syénites à feldspathoïdes peuvent être subdivisées en deux groupes, en fonction de la présence de pseudoleucite (agrégat d'orthose et de néphéline) ou de néphéline (feldspathoïde sodique). Ces minéraux sont accompagnés par des feldspaths alcalins et des minéraux ferromagnésiens en quantités variables. Feldspaths alcalins et feldspathoïdes sont présents en proportions respectives très variables; à la limite, le feldspath peut disparaître au profit du feldspathoïde, mais dans ce cas la roche ne peut plus être classée dans la famille des syénites. La limite n'existe pas dans les roches intrusives, car si le refroidissement est lent en présence d'éléments volatils, la leucite se transforme en un mélange d'orthose et de néphéline; néanmoins, elle conserve les contours du cristal initial (trapézoèdre ou leucitoèdre). Selon certains auteurs, la néphéline capterait le sodium qui remplace de manière isomorphe le potassium dans le réseau de la leucite. Il est plus vraisemblable que les leucites précoces sont pauvres en sodium et qu'elles réagissent avec le magma contenant de la silice et du sodium pour former de l'orthose et de la néphéline.

La borolanite est une syénite à pseudoleucite qui doit son nom à une localité d'Ecosse. Elle est constituée par de l'orthose, de la pseudoleucite et par de nombreux minéraux ferromagnésiens parmi lesquels l'augite, la biotite et le grenat mélanite.

La malignité est une syénite néphélinique provenant de la province canadienne de l'Ontario. Comme la borolanite, elle est formée par de très nombreux minéraux : de l'orthose, de la néphéline, un autre feldspathoïde très voisin de la noséane, de l'augite asgyrinique, de l'apatite et de la magnétite, certaines variétés peuvent contenir aussi de l'olivine.

La foyaïte qui provient de la Sierra Monchique au Portugal est assez voisine de la malignité, dont elle se distingue par la plus grande teneur en orthose et la plus faible teneur en ferromagnésiens.

Un autre groupe de syénites à feldspathoïdes est caractérisé par une teneur élevée en sodium, nettement dominant par rapport au potassium. Le feldspath alcalin est alors de l'albite et le feldspathoïde de la néphéline, en différents rapports quantitatifs : dans la mariupolite, l'albite est prédominante; dans le monmouthite, la néphéline est plus importante. Les minéraux fémiques sont présents en faibles teneurs : il s'agit d'aegyrine, parfois d'amphibole sodique et de mica lépidomélane.

Les syénites néphéliniques peuvent contenir des minéraux rares en quantités assez importantes : c'est le cas des syénites à cancrinite; la cancrinite est un minéral très voisin de la néphéline, avec laquelle il se trouve associé. Dans les syénites à zircon, le minéral, qui est accessoire et de très petite taille dans les roches granitiques, se trouve associé à la néphéline et se présente en gros cristaux dans les faciès pegmatitiques. Les syénites à eudialite (silicate complexe contenant du zirconium) sont connues dans le Groenland et dans la péninsule de Kola. Dans certaines syénites, se trouvent associées la sodalite, la néphéline et la cancrinite.

Au Groenland, on connaît des syénites où la sodalite est le minéral dominant.

Les syénites à analcime sont des roches riches en ferromagnésiens, surtout en pyroxènes et amphiboles sodiques avec de l'analcime (zéolite sodique) et des feldspaths alcalins.

Enfin, il faut signaler les syénites à corindon, qui résultent de la cristallisation d'un magma pauvre en silice et caractérisé par un excès d'alumine. Les autres minéraux dans cette roche sont le feldspath potassique et la biotite.

5°  LES ROCHES INTRUSIVES ALCALINES, CALCO- ALCALI NES, BASIQUES ET ULTRABASIQUES

Les roches basiques ou fémiques alcalines sont constituées par un plagioclase calcique ou calco-sodique (anorthite, labrador, bytownite) et par des minéraux ferro-magnésiens (pyroxènes, amphiboles, biotite et parfois olivine) associés avec des minéraux appartenant à la famille des feldspathoïdes et des zéolites. Lorsqu'il y a un excès d'éléments alcalins par rapport â la composition chimique d'un gabbro normal, on y rencontre aussi des feldspaths alcalins. Ces roches peuvent donc être considérées comme des gabbros alcalins.

La kentalénite est un gabbro à caractère alcalin qui ressemble beaucoup aux monzonites mésocrates à augite et olivine. Cette roche est classée parmi les gabbros en raison de son plagioclase basique (labrador) ; de plus, les minéraux ferromagnésiens y sont présents en plus grandes proportions que dans les monzonites à olivine. Néanmoins, le caractère alcalin de ce gabbro est démontré par la présence de feldspath potassique.

Les roches calco-alcalines peuvent contenir des feldspathoïdes, avec ou sans feldspaths, en raison du caractère sous-saturé en silice du liquide initial. Elles se trouvent souvent associées à des roches assez semblables mais beaucoup plus acides, comme les syénites à feldspathoïdes, et occupent, avec les carbonatites, la partie centrale des complexes intrusifs ou métasomatiques des roches à feldspathoïdes.

L'essexite est une roche largement grenue à plagioclase et néphéline, qui doit son nom à la localité d'Essex, dans le Massachusetts, États-Unis. Outre le plagioclase et la néphéline, on y trouve aussi de l'augite et de l'olivine en petites quantités ainsi que de l'ilménite et des minéraux accessoires. Dans les faciès les plus siliceux, on rencontre parfois du feldspath alcalin. Les théralites sont des roches analogues aux essexites mais avec une quantité plus grande de néphéline, un plagioclase calco-sodique et une augite titanifère. On connaît des théralites à olivine et des théralites à hornblende.

Les teschénites (du nom d'une localité à la limite de la Silésie et de la Moravie) sont des variétés de gabbros alcalins contenant de l'analcime, zéolite sodique qui cristallise dans les derniers résidus fluides du magma. L'analcime y constitue la mésostase entre les autres cristaux. Comme dans les théralites, on rencontre une amphibole sodique, qui prend le nom de barkévicite, et de la biotite; certaines variétés peuvent contenir de petites quantités de feldspath alcalin.

Les roches ultrabasiques a feldspathoïdes sont formées par des minéraux ferromagnésiens et des feldspathoïdes en proportions différentes. Plagioclases et feldspaths alcalins sont absents; leur présence marque le passage aux gabbros alcalins ou aux syénites basiques.

— Une première série de ces roches est caractérisée par la présence de néphéline associée à un pyroxène sodique, l'aegyrine.

L'urtite, qui doit son nom à une localité de la péninsule de Kola, est presque uniquement constituée par de la néphéline. On pourrait aussi l'appeler néphélinite, si ce terme ne désignait déjà les roches effusives très riches en néphéline. Dans les ijolites, la néphéline constitue à peu près la moitié de la roche, le restant étant formé de pyroxènes (augite pu aegyrine) et d'une zéolite appelée cancrinite. Les ijolites sont des roches assez répandues avec les syénites néphéliniques dans les associations pétrographiques associées aux carbonatites. La melteigite s'apparente à ces roches, mais contient des quantités plus faibles de néphéline et des teneurs plus fortes en ferromagnésiens.

— Une autre série de roches ultrabasiques à feldspathoïdes est formée essentiellement par de la pseudoleucite associée à des minéraux ferromagnésiens.

La pseudoleucite est un mélange d'orthose et de néphéline pseudomorphosant des cristaux de leucite, que l'on rencontre en teneurs plus élevées que le pyroxène sodique dans les fergusites.

La missourite est une roche très semblable à la précédente, mais avec des teneurs en pseudoleucite inférieures aux teneurs en pyroxènes; on y rencontre parfois aussi de l'olivine.

Les limburgites sont des roches filoniennes composées de cristaux d'augite et d'olivine, qui baignent dans une mésostase vitreuse ou microlitique de composition ultrabasique alcaline, avec parfois de la néphéline et de la sodalite; la composition chimique de certaines limburgites peut être très alcaline.

6°  LES LAMPROPHYRES

Les lamprophyres sont des roches filoniennes basiques associées aux roches intrusives de compositions variées; dans d'autres cas, ils représentent les produits de différenciation intrusifs à la périphérie des amas magmatiques. Les lamprophyres présentent généralement une structure de type porphyrique. Les cristaux sont essentiellement la biotite, qui est le minéral caractéristique des lamprophyres, des amphiboles, des pyroxènes monocliniques, parfois de l'olivine et de l'apatite.

Les phénocristaux montrent des signes évidents de corrosion magmatique et de réaction avec le liquide qui va former la mésostase. Ces phénomènes de corrosion se traduisent par des golfes sur les faces des cristaux, par la décoloration des cristaux de biotite et par des granulations d'amphiboles autour des pyroxènes. Les cristaux d'olivine sont presque toujours remplacés par d'autres minéraux, généralement des carbonates (calcite, dolomite, etc.).

De plus, les lamprophyres, qui sont normalement de couleur foncée du fait de la teneur élevée en minéraux ferromagnésiens, sont très souvent altérés et formés par des minéraux secondaires comme les carbonates, la chlorite, le quartz, les oxydes de fer. Cela a lieu à la suite de modifications tardives de type autométasomatique, par la circulation de fluides magmatiques riches en substances volatiles, essentiellement représentées par de l'eau et de l'anhydride carbonique. La mésostase des lamprophyres est constituée par un agrégat feldspathique microcristallin d'orthose, avec parfois du plagioclase. Le feldspath forme aussi de larges plages pouvant inclure d'autres minéraux (structure pœcilitique). La mésostase est partiellement ou totalement vitreuse, ou bien formée par des microlites de mélilite et d'analcime, qui remplacent les feldspaths dans les lamprophyres dérivant de magmas sous-saturés.

Les lamprophyres sont classés en fonction des phénocristaux ferromagnésiens qu'ils contiennent ou, plus rarement, en fonction des minéraux de la mésostase.

Parmi ces roches, citons : la minette, caractérisée par de nombreux cristaux de biotite; la vogesite, sorte de minette où la biotite est remplacée par des aiguilles d'amphibole; l'alnoïte et la monchiquite, caractérisées respectivement par la présence de mélilite et d'analcime dans la mésostase. Les kersantites sont des lamprophyres très fréquents, caractérisés par la présence de plagioclases dans la mésostase et de biotite en phénocristaux. Dans les spessartites, la biotite est remplacée par de la hornblende; dans les camptonites, on rencontre des amphiboles sodiques de type barkévicite.

Les lamprophyres sont généralement considérés comme des roches hybrides contenant des phénocristaux provenant d'une cristallisation précoce et d'une mésostase ayant cristallisé aux dépens des derniers résidus fluides. Pour cette raison, les cristaux présentent des signes d'instabilité vis-à-vis de la pâte qui les englobe. L'origine de ces roches n'est pas encore très claire et fait l'objet de nombreuses recherches de la part des chercheurs et de discussions entre eux.

Les porphyres quartzifères sont des roches effusives sialiques, qui résultent du refroidissement en surface de magmas de composition granitique. Contrairement aux granités, ils présentent une structure porphyrique avec des cristaux de quartz et de feldspath baignant dans une mésostase vitreuse ou microcristalline. Les phénocristaux présentent souvent des contours irréguliers que l'on attribue généralement à une corrosion par le verre, liée à une élévation de température au moment de l'éruption.  Le quartz se présente en cristaux dihexaédriques, caractéristiques des hautes températures (forme béta, formée à plus de 573 °C, puis transformée en quartz alpha au refroidissement). On rencontre souvent les formes métastables de la silice, c'est-à-dire la tridymite et la cristobalite, formées aussi à température élevée, mais qui n'ont pas eu le temps de se transformer en quartz par suite du refroidissement trop brusque. Le quartz et les feldspaths peuvent être présents dans la mésostase sous forme de très petits microlites.

La classification des porphyres est basée sur la nature du ou des feldspaths que ces roches contiennent.

Le plus souvent, le feldspath est représenté par de la sanidine, équivalent de l'orthose, pour des températures élevées. Les sanidines peuvent contenir de petites quantités de sodium dans leur réseau ; elles ont ainsi des compositions chimiques rappelant celles des microperthites des formations granitiques. La sanidine se présente généralement en individus tabulaires, maclés Carlsbad. Ces roches sont généralement appelées rhyolites. Lorsqu'à la sanidine vient s'associer un plagioclase (le plus souvent de l'oligoclase) en quantités comparables, on parle de rhyodacites. Dans les dacites, par contre, le plagioclase devient dominant. Ces roches sont les correspondants effusifs des adamellites et des granodiorites.  La biotite et les pyroxènes sont les minéraux ferromagnésiens accessoires des porphyres quartzifères. Les amphiboles, qui constituent le principal minéral ferromagnésien des granités, sont rarement représentées, probablement en raison de la faible teneur en éléments volatils du magma qui cristallise dans des conditions effusives. L'absence de muscovite tient à des raisons semblables. Les températures élevées favorisent, en fait, la cristallisation du pyroxène, ainsi que le montre la suite réactionnelle de Bowen. On rencontre aussi des minéraux accessoires communs aux granités, comme l'apatite, le zircon, les oxvdes de fer. etc.

Les comendites sont des porphyres quartzifères très riches en sodium; elles contiennent des pyroxènes et des amphiboles sodiques, comme l'aegyrine et la riébeckite. Leur nom vient de Comenda, petit village de l'île de Saint-Pierre (Sardaigne). Les pantellérites sont également des roches sodiques contenant des cristaux d'anorthose, de pyroxène et d'amphibole sodique, avec de rares quartz noyés dans une mésostase vitreuse.

La classification des roches effusives est basée sur des critères minéralogiques; c'est pourquoi l'attribution d'une roche à un groupe pétrographique donné n'est possible que lorsque les cristaux sont présents en quantités notables dans la lave. En effet, très souvent, les porphyres ont une structure vitreuse; ils sont donc essentiellement formés par une pâte vitreuse dans laquelle baignent quelques rares cristaux. La composition du verre des laves acides est toujours très voisine du minimum eutectique du système ternaire quartz-orthose-albite, ce qui se traduit par le fait que les phases vitreuses sont plus fréquentes et importantes dans les roches porphyriques acides que dans les autres roches effusives. La température de cristallisation de l'eutectique étant très basse, la viscosité de la masse fondue sera si élevée qu'elle va gêner l'agencement des groupements ioniques qui aboutissent à la formation des réseaux cristallins des minéraux.

Les obsidiennes sont des roches effusives totalement ou essentiellement vitreuses de couleur noire à brune. Leur fracture conchoïdale donnant des arêtes très tranchantes, elles furent utilisées comme outils et comme armes par les hommes préhistoriques. Les obsidiennes ont généralement une composition chimique analogue à celle des granités et des porphyres quartzifères; cependant, elles peuvent correspondre aussi à d'autres types de roches effusives ayant refroidi très rapidement.  Seules l'analyse chimique et la mesure de l'indice de réfraction du verre permettent de classer ces roches dans les familles précédemment décrites. La mésostase vitreuse est généralement caractérisée par des structures fluidales, soulignées par l'orientation des microlites qu'elle contient ou par des lits plus ou moins foncés de fer. Le verre recristallise très lentement après la consolidation de la roche. Pour cette raison, les porphyres quartzifères les plus anciens sont caractérisés par une mésostase finement recristallisée sous forme de très petites aiguilles de quartz et de feldspaths difficilement déterminables au microscope (ce que les auteurs appelaient autrefois la structure pétrosiliceuse, ou pétrosilex).

Les rhyolites très anciennes, ayant subi un léger métamorphisme, acquièrent par dévitrification une structure grenue; les roches ainsi formées sont appelées des felsites. Leur nature effusive est déterminable par des restes de structure perlitique ou porphyrique.

Les ponces sont des fragments de verres acides analogues par leur composition aux obsidiennes, mais caractérisés par un très grand nombre de vacuoles qui résultent de la démixtion de la phase gazeuse. Les ponces sont très légères et ont la propriété de flotter.

Les porphyres quartzifères sont le plus souvent de couleur rouge ou violacée du fait de la présence d'oxydes de fer dans la pâte; c'est le cas général des rhyolites anciennes. Les rhyolites plus récentes, celles de Lusclade (Mont-Doré) par exemple, ont une couleur beaucoup plus claire. Les liparites (de l'île de Lipari) sont des rhyolites calco-alcalines potassiques à oligoclase, sanidine et biotite.

Les rhyolites sont très exploitées, notamment en Italie, pour la construction et les revêtements routiers.

8°  LES ANDÉSITES

Les andésites sont des roches à teneur moyenne en silice (environ 60 %), formées par des plagioclases, des ferromagnésiens de type amphibole, biotite et par des ortho- et clinopyroxènes. Elles sont donc, par leurs compositions minéralogique et chimique, l'équivalent effusif des diorites.  Leur structure est porphyrique, avec des phénocristaux de feldspaths et d'amphiboles noyés dans une mésostase vitreuse. Le plagioclase est généralement représenté soit par l'oligoclase, soit par l'andésine, en fonction de la composition chimique de la roche totale. En fait, on parle de composition globale du plagioclase car, généralement, ces minéraux sont zones, leur cœur étant plus riche en calcium que leur bordure. La même différence se manifeste entre les phénocristaux de plagioclase et les microlites de la mésostase.

La présence de quantités de plus en plus importantes de quartz marque le passage progressif des andésites quartzifères aux dacites, qui sont, comme nous l'avons signalé précédemment, l'équivalent éruptif des granodiorites. Les andésites plus acides sont généralement caractérisées par la présence de biotite et de hornblende, tandis que les pyroxènes sont nettement dominants dans les andésites à hypersthène et augite qui marquent la transition avec les roches basaltiques. L'olivine peut être présente en petites quantités. Les phénocristaux de biotite et de hornblende sont souvent corrodés au contact de la mésostase. Ils sont remplacés dans leurs bordures par des agrégats microgranulaires de pyroxènes et de magnétite. Les cristaux de pyroxène, par contre, ne montrent aucun signe d'instabilité, ce qui a conduit les auteurs à penser que la transformation des amphiboles en pyroxènes s'effectue par une brusque élévation de la température au moment de la mise en place de la roche.

Les andésites sont particulièrement bien représentées dans les montagnes Rocheuses et dans les Andes. Ces deux chaînes de montagnes se trouvent le long d'un « arc andésitique » qui parcourt la côte occidentale des deux Amériques, descend le long des îles Aléoutiennes, les îles Kouriles, le Japon, les îles Mariannes, la Nouvelle-Guinée, les îles Salomon et Tonga, pour aboutir à la Nouvelle-Zélande et aux côtes de l'Antarctique. L'axe andésitique sépare le fond basaltique de l'océan Pacifique des blocs continentaux avoisinants. Il est depuis longtemps le siège d'une subsidence très marquée de la croûte terrestre, manifeste près de la bordure occidentale de l'océan Pacifique le long de laquelle on constate surtout la présence d'importantes anomalies gravimétriques.

9°  LES BASALTES

Les basaltes sont les roches volcaniques les plus répandues sur notre planète. Leur composition chimique correspond à celle des gabbros qui, contrairement aux basaltes, sont des roches intrusives peu fréquentes. La composition minéralogique des basaltes comprend un plagioclase riche en calcium allant généralement du labrador à la bytownite, un pyroxène orthorhombique ou monoclinique, de l'olivine mais seulement dans certains basaltes, et des minéraux accessoires parmi lesquels la magnétite titanifère est très fréquente.

Anciennement, on appelait basaltes des roches à composition minéralogique différente car on se basait essentiellement sur des critères chimiques. Ainsi, des roches riches en minéraux ferromagnésiens, en plagioclase oligoclase-andésine et en feldspath potassique, d'aspect macroscopique très semblables aux basaltes et très pauvres en silice, étaient classées parmi les basaltes. Actuellement, ces roches sont regroupées, en fonction de critères minéralogiques, dans les familles des trachytes, trachy-andésites et trachy-basaltes. Les basaltes passent progressivement aux andésites à pyroxènes, la distinction macroscopique entre ces deux types de roches est souvent très difficile.

Le plagioclase est présent sous forme de phénocristaux zones, souvent lacunaires, et de microlites tabulaires dans la mésostase. Le pyroxène peut être ortho- ou monoclinique; l'orthopyroxène appartient généralement à la série enstatite-hyperstène; il se présente en phénocristaux qui se séparent de manière précoce dans certains basaltes. L'augite est le pyroxène monoclinique que l'on rencontre le plus souvent dans les basaltes, sous forme de phénocristaux ou bien de microlites dans la mésostase. La pigeonite est un pyroxène monoclinique moins calcique et plus magnésien que l'augite. L'olivine est le premier minéral à cristalliser dans les magmas basaltiques; elle est présente en phénocristaux très craquelés et en quantités remarquables dans les basaltes à olivine; par contre, elle est absente ou présente en faibles teneurs dans les basaltes tholéitiques. La présence d'olivine peut indiquer un refroidissement très rapide de la lave, si rapide que l'olivine n'a pas le temps de réagir avec la mésostase pour donner les autres minéraux de la série discontinue de Bowen ; si l'olivine est présente en grandes quantités, le pyroxène qui cristallise est généralement une augite pauvre en magnésium.

Parmi les minéraux accessoires, on rencontre la hornblende basaltique et, plus fréquemment, la biotite. L'apatite, la magnétite titanifère, l'ilménite se présentent sous forme de petits cristaux dans la mésostase. Dans certains basaltes, la mésostase est entièrement vitreuse, dans d'autres entièrement cristalline. La composition chimique de la mésostase interstitielle est très souvent différente de la composition chimique moyenne de la roche. Elle correspond, en effet, à un résidu fondu dont la composition chimique se rapproche de celle des roches sialiques; cela est d'autant plus net que la phase cristallisée est importante. Si, par contre, le magma basaltique est figé sous forme de verre sans minéraux exprimés, sa composition chimique est caractéristique des roches basaltiques, c'est-à-dire pauvre en silice et très riche en fer, en magnésium et en calcium.

Le verre volcanique est aussi appelé palagonite, d'une localité de Sicile située sur le versant sud de l'Etna. Macroscopiquement, la palagonite est semblable aux verres d'obsidienne, mais par recristallisation elle se transforme en un agrégat microcristallin, essentiellement formé de chlorite.

Des enclaves de nature xénolitique, c'est-à-dire non cristallisées dans le magma basaltique mais empruntées par celui-ci au cours de son ascension, se rencontrent souvent dans les coulées basaltiques. Les enclaves de péridotite sont très caractéristiques des laves basaltiques; elles résultent de la cristallisation de roches ultrabasiques dans les profondeurs de l'écorce terrestre. On rencontre parfois des xénocristaux de quartz, corrodés ou avec des auréoles réactionnelles, qui proviennent aussi des séries acides traversées par les laves basaltiques. Il ne faut pas confondre les xénolites de quartz avec le quartz pouvant cristalliser dans les derniers résidus de cristallisation des magmas basaltiques, qui se forment dans des conditions filoniennes ou subvolcaniques. C'est le cas de certaines labradorites quartzifères ou de certains basaltes tholéitiques.

Les basaltes sont des roches sombres, très souvent noirâtres; du fait de phénomènes d'altération, elles peuvent se colorer en rouge-brun ou vert-brun, comme certains gabbros et certaines dolérites. Leur structure est fréquemment porphyrique, plus rarement vitreuse ou sphérolitique. La texture bulleuse ou alvéolaire qui résulte de la démixtion des gaz dissous dans le verre est très fréquente. Les alvéoles sont généralement remplis par des minéraux déposés par des solutions hydrothermales ou des eaux vadoses. Il s'agit essentiellement des différentes formes de la silice (opale, calcédoine, etc.), de calcite et surtout de minéraux de la famille des zéolites.

On subdivise généralement les basaltes en deux grandes catégories : les basaltes tholéitiques et les basaltes à olivine, caractérisés par de légères différences dans leurs compositions chimique et minéralogique.

• Les basaltes tholéitiques doivent leur nom à une localité de la Sarre. Ils résultent de la cristallisation d'un magma saturé en silice, donc dépourvu d'olivine. En effet, si le refroidissement est lent, l'olivine réagit avec la mésostase très siliceuse pour former un pyroxène ferro-magnésien dépourvu ou pauvre en calcium, c'est-à-dire un pyroxène orthorhombique de type pigeonite. Souvent, cette réaction est bloquée par l'épanchement et le refroidissement de la roche.

• Les basaltes à olivine sont caractérisés par des teneurs élevées en olivine ne réagissant que partiellement avec la mésostase pour donner des pyroxènes calciques, comme le diopside ou l'augite titanifère. Les pyroxènes orthorhombiques et la pigeonite sont rares. Lorsque l'olivine constitue environ 50 % de la roche, on a des basaltes picritiques, ou basaltes océaniques, très répandus dans les fonds et les îles océaniques. L'enrichissement en olivine résulterait d'un phénomène de concentration par gravité de ce minéral, qui se séparerait dans différents niveaux du réservoir magmatique. Les ankaramites sont des basaltes très riches en augite et auraient une origine semblable.

La plupart des chercheurs attribuent les différences de composition minéralogique entre les deux types de basaltes aux matériaux originels.

— Dans le magma basaltique de type océanique, sous-saturé en silice, l'olivine cristallise en premier. En raison de l'importance du domaine thermique de cristallisation, elle va présenter une zonation, les parties les plus externes du cristal devenant de plus en plus riches dans le terme ferrifère (fayalite). La précipitation d'olivine provoque un appauvrissement en magnésium et en fer du liquide résiduel dans lequel vont apparaître des pyroxènes calciques, comme le diopside ou l'augite. La cristallisation du pyroxène provoque à son tour une baisse de la teneur en calcium et en silice du liquide résiduel, qui va se trouver enrichi en éléments alcalins et en alumine; c'est ainsi que prennent naissance les trachytes et les phonolites qui accompagnent les basaltes à olivine.

— La cristallisation du magma basaltique tholéitique, saturé en silice, commence par la cristallisation de l'olivine, presque immédiatement suivie par sa transformation en pyroxènes orthorhombiques ou en pigeonites, mais parfois aussi associée à des termes augitiques. La cristallisation des pyroxènes se prolongeant pendant un certain intervalle de température, il s'ensuit une zonation des pyroxènes, qui s'enrichissent en fer au fur et à mesure que la cristallisation avance. Le liquide résiduel enrichi en calcium, aluminium et alcalins donne naissance à des roches de la série calco-alcaline (dacites, rhyolites) généralement associées aux basaltes tholéitiques. On pensait autrefois que les basaltes à olivine existaient exclusivement dans les aires océaniques, et les basaltes tholéitiques dans les zones continentales. Des études poussées ont montré que cette règle n'a pas une valeur absolue, bien que l'un ou l'autre type domine respectivement dans les milieux océaniques et continentaux. Par ailleurs, au cours d'un même cycle volcanologique, peuvent s'épancher successivement ou alternativement des coulées appartenant aux deux types de basaltes, avec parfois de nombreux types de roches à composition intermédiaire.

Toutefois, les basaltes océaniques sont très abondants sous les sédiments actuels des fonds océaniques; les laves constituées de basaltes à olivine s'épanchent au niveau des rides océaniques, où s'effectue l'écartement des plaques tectoniques. Cela laisse supposer que sous les océans affleure un niveau de roches ferromagnésiennes (sima) constitué de péridotites, niveau recouvert par du matériel de composition sialique sur les continents. C'est à partir de la fusion locale et de la différenciation de ce matériel que prendraient naissance les magmas basaltiques. Les xénolites de péridotite rencontrés dans les basaltes à olivine proviendraient, selon certains auteurs, de ce niveau. Pour d'autres au contraire, les modèles de péridotite constitueraient des cumulais de minéraux concentrés par des phénomènes de gravité. Dans les basaltes à olivine, on ne trouve pas d'autres types d'enclaves indiquant l'existence de niveaux sialiques en dessous des océans. Les basaltes de l'île de l'Ascension, placée sur la dorsale médio-atlantique, contiennent des xénolites de roches ignées intrusives de nature granitique hyperalcaline, ce qui pourrait prouver l'origine continentale de cette dorsale.

Les basaltes à olivine sont aussi appelés basaltes alcalins bien que leur teneur en éléments alcalins soit analogue à celle des basaltes tholéitiques des régions continentales. Cette dénomination s'explique par les termes de différenciation qui prennent naissance à partir des magmas basaltiques à olivine, comme les trachytes et les phonolites. La cristallisation fractionnée du magma donne des laves enrichies en minéraux ferromagnésiens, par des fractionnements par gravité, et, à l'opposé, des roches différenciées vers les pôles acides, c'est-à-dire des mugéarites (basaltes à plagioclases acide ou neutre, oligoclase ou andésine) et des trachy-basaltes (avec sanidine). L'évolution se produit donc vers les pôles alcalins sodiques et potassiques, les produits de différenciations sialique et alcaline se trouvant particulièrement enrichis en éléments volatils. Ces roches se mettent en place de manière explosive sous forme de tufs et de laves de composition trachytique qui peuvent, par différenciation, évoluer vers des termes encore plus acides, comme des rhyolites alcalines. Le plus souvent, en raison du magma originel sous-saturé en silice, elles évoluent vers les termes à feldspathoïdes comme les phonolites à néphéline. Lorsqu'il y a enrichissement en éléments ferromagnésiens, on aboutit à des téphrites et à des basanites à néphéline.

Dans certaines îles volcaniques, l'érosion a mis en évidence les roches intrusives correspondant aux magmas basiques cristallisés dans les cheminées d'alimentation des volcans : il s'agit d'essexites, de théralites et de syénites néphéliniques qui correspondent aux roches effusives rencontrées dans les parties supérieures des édifices volcaniques.

Les basaltes à olivine analogues à ceux que l'on rencontre dans les zones océaniques se trouvent aussi dans des zones continentales, souvent en bordure des bassins océaniques, au voisinage de la « ceinture de feu ».

L'association pétrographique dans laquelle dominent les basaltes tholéitiques, aussi appelés « basaltes de plateau », est caractéristique des aires continentales stables. L'exemple le plus classique est celui des trapps du Deccan (Inde) d'âge crétacé à éocène, qui s'étendent actuellement sur une surface de 5 000 km²; les basaltes miocènes de l'Oregon (États-Unis) et des États voisins ont une extension à peu près semblable; les basaltes jurassiques du Parana, en Amérique du Sud, s'étendent sur 750 000 km2. Les épaisseurs maximales de ces couvertures basaltiques atteignent environ 3 000 m.

Des filons et des sills de dolérite, qui résultent de la cristallisation du magma basaltique présent dans des cheminées ou injecté le long de surfaces de discontinuité des roches encaissantes, sont souvent associés aux coulées basaltiques. Les filons couches de dolérite sont caractérisés par une stratification selon l'ordre d'apparition des minéraux et leur densité; dans leurs parties supérieures, ils peuvent passer progressivement à des roches grenues caractérisées par des structures de type micro-pegmatitique.

Les basaltes tholéitiques, généralement localisés dans les aires continentales stables, peuvent se trouver associés aux basaltes à olivine dans certaines régions océaniques. C'est le cas, par exemple, des îles Hawaii, qui sont constituées par d'énormes volcans boucliers formés essentiellement de basaltes tholéitiques avec de l'olivine, auxquels succèdent des basaltes alcalins avec leurs termes de différenciation parfois sous-saturés en silice (mugéarites, trachytes, laves à feldspathoïdes). Les rapports entre les deux types de basaltes et leurs termes de différenciation sont analogues mais beaucoup plus compliqués dans les plaques basaltiques de l'océan Atlantique, qui s'étendent du Groenland à la Grande-Bretagne en passant par l'Islande.

Un certain nombre de chercheurs ont interprété l'association basaltes à olivine-basaltes tholéitiques comme le résultat d'une origine unique. A partir d'un magma basaltique à olivine se serait différencié un magma tholéitique, par suite de la séparation précoce de l'olivine; ensuite, les deux magmas auraient évolué vers les deux séries de différenciation déjà soulignées. Mais on peut aussi penser que le magma tholéitique est primaire et que le magma à olivine résulte de ce dernier par concentration gravitative des cristaux d'olivine.

D'autres auteurs pensent que les différences entre les deux séries pourraient être dues soit à différents niveaux de la couche basaltique fondue à partir de laquelle, dans des chambres magmatiques réduites, prennent naissance les laves, soit à la fusion différentielle d'un même niveau péridotitique dans des conditions de température et de pression variables, soit encore à la contamination d'un magma primaire de type basalte océanique, qui assimilerait des roches sialiques au cours de son ascension vers la surface.

D'autres chercheurs, encore, ont émis l'hypothèse d'une diffusion des éléments alcalins au cours du transfert gazeux (démixtion des éléments volatils à partir du bain fondu sous forme de petites bulles) avec différenciation à partir du magma initial de niveaux plus ou moins alcalins et siliceux. Un troisième type fondamental de basalte, très riche en alumine, pourrait résulter de l'accumulation sélective de cristaux de plagioclase à partir d'un magma basaltique primaire.

Les spilites constituent un groupe de roches très voisines des basaltes par leur aspect macroscopique, leurs conditions de gisement et leur origine. Comme les basaltes, ce sont des roches effusives riches en minéraux fémiques et à basse teneur en silice, mais le plagioclase en est l'albite (plagioclase très acide, contrairement aux plagioclases basiques des basaltes). Les spilites sont fréquemment associées aux basaltes normaux et se présentent le plus souvent sous forme de « laves en oreiller », ou pillow lavas des auteurs anglo-saxons. Les basaltes peuvent aussi présenter cet aspect considéré comme caractéristique des épanchements sous-marins.

La composition chimique des spilites est assez particulière car ces roches sont constituées essentiellement par de l'albite et de la chlorite. Parfois, on rencontre des résidus de plagioclases calciques et de pyroxène (augite) ayant échappé à la transformation en chlorite. Dans certains cas, on observe des indices manifestes de l'albitisation d'un plagioclase originellement calcique. Dans d'autres cas, l'albite a un caractère nettement primaire; il s'agirait donc d'un minéral cristallisé directement à partir du magma. L'épidotite et la calcite, qui sont des minéraux classiques dans les basaltes et les gabbros affectés par des processus métamorphiques ou métasomatiques, se rencontrent généralement en faibles teneurs dans les spilites. Mais cette règle est parfois transgressée et certaines spilites « en oreiller » sont presque entièrement constituées de calcite, seule l'enveloppe des boules de lave conservant la composition spilitique. Généralement les compositions chimique et minéralogique des roches spilitiques subissent de fortes variations du centre vers les bordures des « oreillers ».

Les spilites, ainsi que les autres roches qui leur sont associées, sont interstratifiées dans des sédiments, préférentiellement d'origine élastique, qui constituent le remplissage des bassins marins à forte subsidence et de forme très allongée appelés géosynclinaux. Après avoir traversé les sédiments accumulés sur plusieurs kilomètres d'épaisseur, les laves spilitiques se sont épanchées sur le fond marin sous une couverture d'eau très importante, qui aurait empêché la démixtion des gaz dissous dans la lave. Les spilites sont souvent associées à des roches sédimentaires formées en milieu marin profond, comme les radiolarites; elles ont par la suite été recouvertes de nouveaux sédiments.

De nombreux chercheurs pensent que les spilites dérivent de la cristallisation d'un magma basaltique enrichi en eau et, peut-être, en sodium et en anhydride carbonique au cours de la traversée des sédiments déposés au fond des océans. La cristallisation primaire des minéraux caractéristiques des spilites à partir du magma basaltique modifié est rendue possible par la présence dans le liquide magmatique de nombreux éléments volatils qui ne peuvent s'échapper du fait de la pression hydrostatique exercée par la colonne d'eau. Le magma basaltique originel pourrait s'enrichir en sodium à la suite de la fusion partielle et de l'assimilation de sédiments quartzo-feldspathiques caractéristiques des zones géosynclinales, comme les grauwackes proprement dits, qui sont des grès quartzo-feldspathiques grossiers, de couleur vert sombre, formant des bancs massifs alternant avec des niveaux plus fins. Ces roches sont en quelque sorte des sédiments équivalant aux flyschs hercyniens. Les grauwackes au sens international du terme ne doivent pas être confondus avec les grauwackes de décalcification, qui sont des pélites ayant contenu de nombreux fossiles disparus par décalcification. Les grauwackes proprement dits sont caractérisés par une teneur en sodium plus élevée que la teneur en potassium, cela en raison de la présence d'albite. De plus, ces roches se trouvent, après leur formation, enrichies en sodium contenu dans l'eau de mer interstitielle.

Certains auteurs pensent que les spilites résultent de la modification de basaltes normaux, juste après leur épanchement et leur solidification sous les fonds marins. Cette modification serait due à la percolation de solutions fluides riches en sodium et en anhydride carbonique provenant directement de la chambre magmatique ou bien prenant naissance au cours de la traversée de la puissante série de sédiments océaniques encore imprégnés d'eau de mer. L'existence de solutions sodiques responsables du métasomatisme est prouvée par la transformation des roches argileuses voisines des filons spilitiques intrusifs en cornéenne à grain très fin et ayant l'aspect du silex. L'observation microscopique montre que ces roches métasomatiques, que l'on appelle adinoles, sont constituées par de très fins cristaux de quartz et d'albite. Le métasomatisme sodique peut s'observer également en relation avec des roches doléritiques normales (équivalents intrusifs des basaltes). De plus, l'association des spilites et des basaltes normaux, épanchés pendant les phases initiales d'un cycle orogénique avec des radiolarites et des roches sédimentaires riches en manganèse, laisse penser que l'éruption des laves spilitiques s'accompagne ou est suivie de termes de solutions fluides enrichies en silice, en fer et en manganèse.

De très nombreuses roches souvent considérées comme des spilites en raison de leur composition minéralogique peuvent résulter de la transformation de basaltes normaux ou de dolérites à la suite de phénomènes métamorphiques régionaux. Cela se traduit par une transformation des minéraux originels et par l'apparition d'albite, d'épidote et de calcite (qui dérivent de l'altération du plagioclase calcique) ainsi que de chlorite (qui dérive de l'altération des pyroxènes).

Les spilites sont les constituants essentiels d'une association pétrographique dont font aussi partie des roches à caractère acide nettement sodique, que l'on appelle kératophyres quartzifères ou non. Les kératophyres sont essentiellement formées par un feldspath sodique et par du quartz en teneur variable; chimiquement, leur composition se rapproche de celle des rhyolites et des trachytes mais leur teneur en sodium est toujours plus élevée que leur teneur en potassium. Par ailleurs, on connaît des roches analogues aux spilites et aux kératophyres; souvent associées à ces dernières, elles montrent des signes évidents du remplacement d'un feldspath sodique (albite) originel par un feldspath potassique. Ces phénomènes résultent probablement de la répartition tardive du sodium et du potassium entre les différents termes du complexe effusif, à la suite de venues magmatiques de type hydrothermal.

10°  LES TRACHYTES ET LES PHONOLITES

Les trachytes et les phonolites sont les équivalents effusifs des syénites et des syénites néphéliniques. Ils sont essentiellement formés par un feldspath alcalin, potassique ou sodique, accompagné de feldspathoïdes dans les phonolites. On rencontre aussi dans ces roches des minéraux accessoires ferromagnésiens.

Les trachytes doivent leur nom, dérivé du grec, au toucher rugueux qui résulte de leur texture très finement bulleuse ou vacuolaire. Ce sont des roches de couleur blanchâtre ou claire; leur structure est porphyrique, généralement hypocristalline ou microlitique, plus rarement vitreuse. Généralement, le quartz est absent dans les trachytes, comme d'ailleurs dans les syénites, mais on le rencontre parfois sous forme de microlites ou de plages un peu plus étendues dans la mésostase, ou pâte de fond. Le feldspath est représenté par des phénocristaux et des microlites qui constituent la partie principale de la mésostase : il s'agit généralement de sanidine dans les trachytes potassiques et d'albite ou, plus souvent, d'anorthose dans les variétés sodiques. Les microlites feldspathiques de la mésostase et les phénocristaux de feldspaths, de forme aplatie et allongée, sont généralement tassés les uns contre les autres et disposés de manière parallèle (structure trachytique). C'est aussi cette disposition que l'on appelle structure fluidale; elle résulte de l'iso-orientation des cristaux au cours de l'écoulement de la lave.

Les porphyres rhombiques de Scandinavie sont ainsi nommés car sur leurs échantillons on voit à l'œil nu des sections de feldspaths de forme losangique. Ces cristaux, de couleur blanche à verte, baignent dans une pâte aphanitique de composition anorthosique. Les feldspaths sont des antiperthites (plagioclase sodique contenant des veines d'un feldspath sodi-potassique) ; ils baignent dans une pâte aphanitique de composition anorthosique. Ces roches sont caractéristiques du sud de la Norvège, où elles sont associées aux larvikites dont elles sont souvent considérées comme les équivalents effusifs. Les feldspaths sodiques sont prédominants dans les trachytes alcalins, qui s'associent souvent à d'autres roches contenant de l'albite, les spilites, lesquels dans ce cas prennent le nom de kératophyres.

Les trachytes renferment aussi des minéraux ferromagnésiens, c'est-à-dire de la biotite, des orthopyroxènes et des amphiboles; parfois, les variétés plus basiques qui résulteraient de l'hybridation avec des roches basaltiques contiennent un peu d'olivine. Dans de nombreux trachytes, on rencontre des pyroxènes et des amphiboles sodiques (actinite-aegyrine-cossirite-aenigmatite), et cela non seulement dans les trachytes hyperalcalins mais aussi dans les trachytes normaux potassiques. Dans l'île de Pantelleria, on rencontre, associés aux pantellérites qui sont des rhyolites hyperalcalines avec des faibles quantités de quartz, des trachytes sodiques constitués essentiellement par de l'anorthose et de la cossyrite, qui est une amphibole sodique très rare. Les trachytes pantelléritiques sont dépourvus de quartz mais peuvent contenir des petites quantités d'olivine.

Les phonolites sont des roches grisâtres, d'aspect assez semblable à celui des trachytes; elles doivent leur nom au fait que lorsqu'elles sont percutées par un marteau elles émettent un son particulier. Généralement, ce sont des roches compactes qui ne montrent pas la texture bulleuse de nombreux trachytes. L'association de feldspaths et de feldspathoïdes est caractéristique des roches phonolitiques ; ces minéraux sont nettement prédominants sur les minéraux ferromagnésiens, les phonolites sont donc les équivalents effusifs des syénites à feldspathoïdes. Les phonolites résultent de la cristallisation de magmas sous-saturés en silice et très riches en éléments alcalins ainsi qu'en aluminium. On connaît tous les stades de transition entre les trachytes et les phonolites proprement dites, riches en feldspathoïdes. Les termes de passage sont appelés trachytes phonolitiques s'ils contiennent des petites quantités de feldspathoïdes et de zéolites sodiques associées à des quantités plus ou moins importantes de feldspath potassique ou sodipotassique (anorthose), et à des minéraux ferromagnésiens en faible teneur, c'est-à-dire des amphiboles et des pyroxènes sodiques ainsi que, parfois, des petites quantités d'olivine.

Les phonolites proprement dites contiennent des pourcentages notables de feldspathoïdes avec des zéolites et sont classées en fonction du feldspathoïde dominant.

— Le type le plus commun est représenté par des phonolites à néphéline dans lesquelles la néphéline est associée à de la sanidine ou à de l'anorthose avec, en plus, les minéraux ferromagnésiens que l'on rencontre dans les trachytes. Dans certaines phonolites néphéliniques, on trouve aussi de l'analcime, qui est une zéolite sodique; d'autres contiennent, outre de la néphéline, des feldspathoïdes comme la sodalite et la noséane.

— Un second groupe est représenté par les phonolites à leucite, dans lesquelles on rencontre, en plus des minéraux des phonolites à néphéline, la leucite. La leucite peut être présente en faibles quantités ou bien en quantités prédominantes par rapport à la néphéline; on parle alors de leucitophyres, composées essentiellement de phénocristaux de leucite, parfois accompagnés d'autres feldspathoïdes, comme la noséane et l'haûyne, avec de nombreux minéraux ferromagnésiens représentés par des pyroxènes et des amphiboles sodiques, de la biotite, noyés dans une mésostase formée de microlites de sanidine et, en moindre quantité, de néphéline. Si la quantité de néphéline est très élevée, on a des leucitophyres néphéliniques; l'accroissement de la teneur en haùyne aboutit à la formation de roches que l'on appelle des haùynites ou haiiynophyres.

La majeure partie des trachytes et des phonolites possède une structure porphyrique; leur mésostase est essentiellement ou entièrement cristallisée. Toutefois, on connaît des trachytes à structure vitreuse et parfois caractérisés par une texture très bulleuse, qui prennent le nom d'obsidiennes et ponces trachytiques; les obsidiennes trachytiques sont de couleur foncée contrairement aux trachytes normaux qui sont très clairs.

Les trachytes alcalins ou sodiques sont bien représentés en France ; ils jouent un rôle important dans le volcanisme du Velay. Ils se présentent sous forme de pitons, ou « sucs », qui dominent les plateaux voisins. Ces pitons se forment par concentration in situ de la lave extrêmement visqueuse qui n'arrive pas à s'écouler.

11°  LES TRACHY-ANDESITES ET LES TRACHY-BASALTES

Les trachy-andésites et les trachy-basaltes sont des roches effusives constituées par l'association d'un plagioclase sodico-calcique (oligoclase-andésine) ou calco-sodique (andésine-labrador) avec un feldspath alcalin, généralement de la sanidine, et des minéraux ferromagnésiens. La différenciation entre trachy-andésites et trachy-basaltes est fonction de la composition du plagioclase.

Dans les trachy-andésites, le plagioclase est acide (oligoclase, voire andésine) ; il se présente sous forme de phénocristaux analogues à ceux que l'on rencontre dans les andésites. La sanidine se situe généralement dans la mésostase sous forme de microlites. Mais cette disposition n'a pas un caractère général et, parfois, on rencontre la sanidine sous forme de phénocristaux et le plagioclase en microlites dans la pâte, ce qui rend cette roche très semblable aux trachytes. Les minéraux ferromagnésiens sont assez peu représentés dans ces types de roches; ils sont constitués essentiellement de biotite et, de manière plus accessoire, d'amphibole. Les trachy-andésites sont les équivalents effusifs des monzonites, et constituent un terme de transition entre les roches effusives intermédiaires de la série alcaline (trachytes) et celles de la série calco-alcaline (andésites). Ils peuvent se trouver associés avec des laves appartenant à ces deux groupes auxquels ils passent progressivement. Dans les Andes et les montagnes Rocheuses, ils sont associés avec des andésites. Ils constituent avec ces roches les équivalents effusifs des batholites granodioritiques et monzonitiques de cette région. Les auteurs anglo-saxons désignent souvent les trachy-andésites sous le nom de latites (du Latium, région de l'Italie centrale où ces roches sont assez abondantes).

Les trachy-basaltes sont des roches effusives d'aspect très semblable aux basaltes, avec lesquels elles sont souvent associées. La différence entre les trachy-basaltes et les basaltes est fondée sur la présence de feldspath potassique (généralement sanidine ou anorthose), d'un plagioclase de type labrador ou bytownite et de minéraux ferromagnésiens caractéristiques des basaltes, c'est-à-dire des pyroxènes et parfois de l'olivine. Certains auteurs rangent parmi les trachy-basaltes des roches d'aspect et de composition chimique voisins de ceux des basaltes mais qui contiennent, en plus des minéraux ferromagnésiens des basaltes, un plagioclase de type oligoclase ou andésine. On donne à ces roches le nom de mugéarites. Celles-ci sont généralement associées à des basaltes à olivine, dont elles pourraient résulter par différenciation fractionnée vers un pôle alcalin. Certains auteurs désignent les trachy-basaltes par le nom d'hawaiites.

Les définitions des trachy-andésites et des trachy-basaltes sont souvent différentes en fonction des auteurs considérés. Cela est dû au fait que certains tiennent compte de la composition chimique des roches, et d'autres de leur composition minéralogique, critère habituellement utilisé. La distinction entre les deux familles s'effectue, le plus souvent, en fonction de la qualité du plagioclase. Des roches appartenant aux deux familles se trouvent parfois dans un même complexe volcanique, où elles peuvent constituer une suite de différenciation continue entre le pôle andésitique et le pôle basaltique. Leur origine est encore incertaine. Souvent, elles sont considérées comme le résultat d'un phénomène d'hybridisme entre un magma basaltique et un magma trachytique, ce dernier pouvant provenir par différenciation fractionnée du même basalte.

En France, les trachytes calco-alcalins (trachy-andésites et trachy-basaltes) sont très répandus en Auvergne, où ils forment une suite presque continue allant d'un pôle hololeucocrate (roches complètement blanches de type trachytique) jusqu'à un pôle mésocrate (roches sombres à tendance basaltique). Dans le Massif central, on leur a attribué une dénomination locale distinguant quatre types : les domites, les sancyites, les doréites et les trachy-basaltes.

La domite constitue l'ensemble du volcan du puy de Dôme. Il s'agit d'un trachy-andésite de couleur blanche à l'aspect et à la consistance crayeux. Les phénocristaux sont très rares et la mésostase est constituée par des microlites d'oligoclase dominants et par de la sanidine. On rencontre quelques paillettes de biotite, qui constitue le seul minéral ferromagnésien, et parfois de la silice sous forme de cristobalite et de tridymite.

La sancyite doit son nom au pic du puy de Sancy. C'est aussi un trachy-andésite, mais de couleur grise et au toucher rugueux; sa structure est nettement porphyrique. Les phénocristaux sont constitués de sanidine et d'andésine; la pâte contient un peu de verre ainsi que de nombreux microlites de feldspath, de biotite, d'amphibole et un peu d'augite. La cristobalite et la tridymite sont toujours présentes.

Dans la doréite, dont le nom dérive du massif du Mont-Doré, la couleur sombre est accentuée par l'apparition de quantités de plus en plus importantes de minéraux ferromagnésiens; les minéraux ferromagnésiens sont la hornblende, l'augite et parfois l'olivine.

Les trachy-basaltes sont des trachytes mésocrates à faciès basaltiques, sans nom particulier. Ce sont des roches constituées par du labrador en phénocristaux et microlites entourés par une couronne de sanidine; les minéraux ferromagnésiens sont, comme dans les basaltes vrais, de l'augite violette titanifère et de l'olivine.

Il convient de réunir dans une catégorie unique les différentes roches effusives basiques et ultrabasiques à feldspathoïdes, car un grand nombre de ces roches se trouve associé dans les mêmes appareils volcaniques. Ce sont généralement des roches de couleur sombre, très riches en minéraux ferromagnésiens. Lorsque les feldspathoïdes et les zéolites sont représentés, ils se détachent du fond de la roche sombre par leur couleur claire. La subdivision en roches basiques ou ultrabasiques s'effectue en fonction de la présence ou non du plagioclase calcique.

L'italite est un terme régional qui désigne une leucitite presque exclusivement formée de cristaux de leucite et de verre volcanique. C'est une roche résultant d'une différenciation gravitative avec accumulation des cristaux de leucite très légers dans les parties hautes de la lave. Elle constitue une roche intrusive à caractère superficiel, voire subvolcanique. Les leucitites à olivine, appelées aussi improprement basaltes leucitiques, sont assez répandues; elles contiennent souvent de la phlogopite, un mica magnésien. Certaines leucitites contiennent un verre volcanique très siliceux, le résidu magmatique surfondu n'ayant pas réagi avec la leucite pour la transformer en orthose. D'autres roches leucitiques contiennent des petites quantités de sanidine et marquent le stade de passage entre les phonolites et les leucitophyres.

Les néphélinites contiennent de la néphéline avec de très nombreux minéraux ferromagnésiens, parmi lesquels l'augite sodique ou titanifère est prédominante. L'olivine caractérise les néphélinites à olivine, parfois appelées de manière impropre basaltes néphéliniques. Le mica phlogopite et le sphène forment de vastes plages qui emprisonnent des petits cristaux de néphéline primaire; la néphéline peut se présenter aussi bien en cristaux xénomorphes qu'automorphes. Les pyroxènes montrent parfois des auréoles d'accroissement tardives qui piègent des cristaux de néphéline et de magnétite. Des roches de même composition chimique, mais totalement vitreuses, se rattachent à cette catégorie.

La néphéline peut être remplacée par de la kalsilite ou par de la kaliophylite. Ces minéraux ont une famille chimique et un réseau cristallin assez semblables à ceux de la néphéline, mais le sodium se trouve remplacé par du potassium. Dans le cas de la néphéline, les possibilités de substitution du sodium par le potassium sont limitées. A température très élevée, ces minéraux peuvent se mélanger en toutes proportions; à des températures plus basses, il y a démixtion de deux phases comme dans le cas des perthites et des antiperthites. Les roches à kalsilite résultent de la cristallisation d'un magma encore plus pauvre en silice que celui qui donne naissance aux roches basiques à leucite. La formule chimique de la kalsilite KAlSiO₄ montre en effet une molécule de SiO₂ de moins que celle de la leucite KAlSi₂0₆.

Les méiilitites sont des laves contenant de la mélilite, minéral voisin des feldspathoïdes car très pauvre en silice mais dans lequel les alcalins sont remplacés par du calcium et du magnésium. Elles peuvent être prises en considération avec les roches à feldspathoïdes. Elles comprennent de la mélilite et de l'olivine dominantes (ce qui leur a valu longtemps le nom de basaltes à mélilite) avec parfois du pyroxène, de la néphéline, de la chromite et de la pérowskite. Dans certaines méiilitites, la biotite titanifère peut devenir le minéral fondamental ou cardinal, la calcite étant souvent présente comme minéral accessoire. Les méiilitites caractérisées par une teneur élevée en calcium se présentent sous forme de gisements filoniens et sont associées à des carbonatites. Des études de synthèse ont montré que l'association pyroxène monoclinique-néphéline, caractéristique des néphélinites, se transforme à température élevée en association olivine-mélilite, caractéristique des méiilitites. Les méiilitites sont donc des roches hyposiliceuses alcalines qui résultent d'un refroidissement brutal. Elles sont liées à des phénomènes d'appauvrissement en silice d'un magma de type basaltique analogue à ceux qui donnent naissance aux roches sialiques à feldspathoïdes.

13°  LES ROCHES PYROCLASTIQUES

Les roches pyroclastiques sont le résultat de l'activité explosive des volcans. Le moteur de l'activité explosive résulte de l'énorme quantité de gaz magmatique, qui fracture et pulvérise aussi bien la lave fluide que les roches consolidées au voisinage de l'appareil volcanique. Les matériaux pyroclastiques se déposent en milieu subaérien ou subaquatique et sont souvent remaniés par les eaux météoriques (pluies), par les fleuves ou par les courants marins. Ces roches acquièrent de cette façon les caractères et les structures propres aux roches sédimentaires détritiques. En fonction des dimensions des fragments, on distingue les brèches et les agglomérats volcaniques (fragments supérieurs à 32 mm de diamètre), les tufs (de 32 à 0,25 mm) et les cendres volcaniques (moins de 0,25 mm).

Les brèches volcaniques sont composées de fragments anguleux de dimensions assez variables au sein du même dépôt, généralement formés par les débris de roches encaissantes de la cheminée volcanique, ou consolidées dans le magma dans des conditions intrusives. Elles étaient donc déjà à l'état solide au moment de la fragmentation. Les agglomérats volcaniques sont, par contre, formés par des fragments de lave qui étaient encore plastiques au moment de l'explosion volcanique et qui, retombant sur le sol, se sont modelés les uns sur les autres.

Les brèches d'explosion sont analogues aux brèches volcaniques par leur aspect, mais leur origine est différente. Elles sont constituées par des blocs énormes de roches fragmentés avant l'explosion, noyés dans un ciment formé par de très fins fragments de verre volcanique et de roches encaissantes. Les brèches d'explosion se présentent sous forme de corps colonnaires, ou « pipes », subverticaux, avec des conditions de gisement intrusives. Elles représentent le remplissage de cheminées éruptives le long desquelles s'est effectué le départ des gaz magmatiques. Dans certaines brèches d'explosion, les blocs ont été émoussés par le passage de grandes quantités de gaz volcaniques qui transportaient du matériel pyroclastique très fin. Ce phénomène de fluidification d'une masse détritique solide par un balayage de gaz a donné naissance à des brèches et tufs intrusifs, qui sont des roches pyroclastiques particulièrement hétérogènes du point de vue granulométrique et concordantes du point de vue des conditions de gisement.

Les tufs volcaniques proprement dits se sont déposés à la surface du globe, généralement par retombée de fragments qui résultent d'une explosion volcanique. On observe donc parmi les fragments une diminution de leur granulométrie lorsque l'on s'éloigne du centre éruptif.

Les éléments composants des tufs peuvent être divisés en trois catégories.

— En premier lieu, les fragments de verre volcanique qui résultent de la pulvérisation du magma à l'état fluide. Ces débris, souvent allongés et filiformes ou en forme de gouttes par suite de leur trajet dans l'atmosphère, sont aussi appelés « cheveux de Pelée » car ils abondent dans les projections des volcans hawaiiens. Généralement, les fragments de verre sont très poreux par suite de la démixtion de la phase gazeuse dissoute dans le verre ; les débris sont alors appelés « pierres ponces »; ils flottent et peuvent être amenés par les courants marins à de très grandes distances. Dans les tufs pulvérulents à grains fins, les fragments vitreux ont une morphologie caractéristique : il s'agit d'esquilles courbes (demi-lune) qui résultent de la pulvérisation de morceaux de ponce huileuse.

— Le second composant des tufs est représenté par des minéraux intratelluriques parfaitement automorphes et libérés de la lave au moment de l'explosion volcanique. Ces minéraux sont souvent recouverts par une gaine de verre bulleux. Le Vésuve a émis des tufs caractérisés par la présence de cristaux d'augite et de néphéline; il existe aussi des tufs à plagioclases.

— En troisième lieu, les tufs sont constitués par des fragments de roches antérieures ou non à l'explosion volcanique.

En fonction de la quantité relative de l'un ou de l'autre de ces composants, on distingue les tufs vitreux, les tufs à cristaux et les tufs lithoïdes.

La composition chimique des tufs est généralement analogue à celle des roches magmatiques auxquelles ils sont associés. Du point de vue quantitatif, les tufs correspondant aux roches acides sont beaucoup plus répandus : ils prennent naissance à partir de magmas plus visqueux, donc plus facilement sujets à des éruptions de type explosif. Les tufs de composition intermédiaire ou fémique existent aussi mais sont beaucoup plus rares.

Les tufs volcaniques subissent des changements importants au cours de la diagenèse, notamment de composition chimique. De nombreux tufs fins déposés en milieu marin sur des surfaces très vastes, et constitués essentiellement par des fragments vitreux, se transforment en minéraux phylliteux, notamment en minéraux de la famille des montmorillonites. C'est ainsi que prennent naissance les bentonites, qui sont des argiles très recherchées pour leurs applications industrielles (boues de forages, etc.). Les fragments de verre d'autres tufs vont libérer de la silice colloïdale, provoquant ainsi une cimentation (silicification) importante de la roche; ensuite, cette silice cristallisera sous forme de quartz microcristallin ou sous forme de cristaux authigènes. On attribue une origine semblable à de très anciennes roches caractéristiques du Précambrien de nombreuses régions, notamment de Scandinavie, et qui sont appelées halleflints.

L'activité hydrothermale et pneumatolytique peut provoquer le dépôt d'opale ou calcédoine et de calcite dans les zones vacuolaires des tufs et transformer certains minéraux volcaniques (ferromagnésiens) et le verre en chlorite.

Les cendres volcaniques les plus fines peuvent être transportées par le vent à des distances considérables et rester en suspension très longtemps. Ainsi, les cendres du Krakatoa se sont élevées jusqu'à 15 km de haut et les poussières les plus fines ont été satellisées et ont effectué plusieurs fois le tour du globe; elles ont même été observées à plusieurs reprises en France. En retombant, ces cendres recouvrent de vastes zones mais sur des épaisseurs assez faibles.

Les ignimbrites (pluie de feu) sont des roches semblables aux roches effusives mais résultent d'un phénomène intermédiaire entre celui qui donne naissance aux laves et les processus explosifs qui engendrent les tufs. Les ignimbrites ont une composition acide généralement assez marquée, composition chimique de type rhyolitique pouvant atteindre les termes andésitiques en passant par les dacites. Ces roches couvrent de vastes régions et atteignent parfois des épaisseurs considérables. Les laves acides très visqueuses ne peuvent assumer de telles conditions de gisement que par un processus physique semblable à celui qui donne naissance aux nuées ardentes. Le magma fondu est pulvérisé par la brusque démixtion de la phase gazeuse originellement dissoute dans le bain fondu. Les fragments de lave encore incandescents forment une suspension solide dans le milieu transporteur gazeux, les gaz continuant à s'échapper de chaque fragment. Cette masse incandescente dévale rapidement les pentes du volcan pour former une strate de tufs, dont les fragments encore plastiques peuvent se souder les uns aux autres et mimer ainsi la structure d'une roche effusive. Un processus analogue, bien que moins spectaculaire et moins violent, peut être à l'origine de très grandes coulées rhyolitiques et acides, lesquelles proviendraient de laves rendues moins visqueuses par la démixtion continuelle des gaz pendant l'éruption. Ces phénomènes peuvent aussi se produire sous une couche d'eau. La plupart des rhyolites permiennes de France (Estérel, Vosges) sont actuellement considérées comme d'anciennes ignimbrites ; il en va de même pour les paléolaves du Massif armoricain. La seule éruption ignimbritique acide connue a eu lieu au Katmai (Alaska) en 1912 : en quelques heures, la couche d'ignimbrites a rempli la vallée de l'Urak sur plus de 20 km de long et 4 km de large et a formé une épaisseur dépassant 100 m.