Roche ignée

La roche ignée (dérivé du mot latin ignis signifiant feu), ou roche magmatique , est l’un des trois principaux types de roches , les autres étant sédimentaires et métamorphiques . La roche ignée se forme par le refroidissement et la solidification du magma ou de la lave .

Provinces géologiques du monde ( USGS )

Bouclier Plateforme Orogène Bassin Grande province ignée Croûte allongée

Croûte océanique : 0–20 Ma 20–65 Ma >65 Ma

Le magma peut provenir de la fonte partielle de roches existantes dans le manteau ou la croûte d’une planète . En règle générale, la fusion est causée par un ou plusieurs des trois processus suivants : une augmentation de la température, une diminution de la pression ou un changement de composition. La solidification dans la roche se produit soit sous la surface sous forme de roches intrusives, soit à la surface sous forme de roches extrusives . La roche ignée peut se former avec cristallisation pour former des roches cristallines granulaires ou sans cristallisation pour former des verres naturels .

Les roches ignées sont présentes dans un large éventail de contextes géologiques : boucliers, plates-formes, orogènes, bassins, grandes provinces ignées, croûte étendue et croûte océanique.

Les Éruptions volcaniques de lave sont les principales sources de roches ignées. ( Volcan Mayon aux Philippines, en éruption en 2009) Colonnes naturelles de roche ignée séparées les unes des autres par des joints colonnaires , à Madère

Importance géologique

Les roches ignées et métamorphiques représentent 90 à 95% des 16 premiers kilomètres (9,9 mi) de la croûte terrestre en volume. ^[1] Les roches ignées forment environ 15 % de la surface terrestre actuelle de la Terre. ^{[note 1]} La majeure partie de la croûte océanique de la Terre est constituée de roches ignées.

Les roches ignées sont également importantes sur le plan géologique car :

• leurs Minéraux et leur chimie globale renseignent sur la composition de la croûte inférieure ou du manteau supérieur d’où leur magma parent a été extrait, et sur les conditions de température et de pression qui ont permis cette extraction ; ^[3]
• leurs âges absolus peuvent être obtenus à partir de diverses formes de datation radiométrique et peuvent être comparés aux strates géologiques adjacentes , permettant ainsi de calibrer l’ échelle des temps géologiques ; ^[4]
• leurs caractéristiques sont généralement caractéristiques d’un environnement tectonique spécifique, permettant des reconstructions tectoniques (voir tectonique des plaques ) ;
• dans certaines circonstances particulières, ils abritent d’importants gisements Minéraux ( minerais ): par exemple, le tungstène , l’ étain , ^[5] et l’uranium ^[6] sont couramment associés aux granites et aux diorites , tandis que les minerais de chrome et de platine sont couramment associés aux gabbros . ^[7]

Contexte géologique

Formation de roche ignée

Les roches ignées peuvent être soit intrusives ( plutoniques et hypabyssales) soit extrusives ( volcaniques ).

Intrusif

Types d’intrusions de base :

1. Laccolithe
2. Petite digue
3. Batholite
4. Digue
5. Seuil
6. Cou volcanique , tuyau
7. Lopolithe

Les roches ignées intrusives constituent la majorité des roches ignées et sont formées à partir de magma qui se refroidit et se solidifie dans la croûte d’une planète. Les corps de roches intrusives sont connus sous le nom d’ intrusions et sont entourés de roches préexistantes (appelées roches paysannes ). La roche encaissante est un excellent Isolant thermique , donc le magma se refroidit lentement, et les roches intrusives sont à gros grains ( phanéritiques ). Les grains Minéraux de ces roches peuvent généralement être identifiés à l’œil nu. Les intrusions peuvent être classées en fonction de la forme et de la taille du corps intrusif et de sa relation avec la stratification de la roche encaissante dans laquelle il s’introduit. Les corps intrusifs typiques sont les batholites, souches , laccolithes , seuils et digues . Les roches intrusives courantes sont le granit , le gabbro ou la diorite .

Les noyaux centraux des principales chaînes de montagnes sont constitués de roches ignées intrusives. Lorsqu’ils sont exposés par l’érosion, ces noyaux (appelés batholites ) peuvent occuper de vastes zones de la surface de la Terre.

Les roches ignées intrusives qui se forment en profondeur dans la croûte sont appelées roches plutoniques (ou abyssales ) et sont généralement à gros grains. Les roches ignées intrusives qui se forment près de la surface sont appelées roches subvolcaniques ou hypabyssales et elles ont généralement un grain beaucoup plus fin, ressemblant souvent à de la roche volcanique. ^[8] Les roches hypabyssales sont moins courantes que les roches plutoniques ou volcaniques et forment souvent des digues, des seuils, des laccolithes, des lopolithes ou des phacolithes .

Extrusif

La roche ignée extrusive est fabriquée à partir de lave libérée par les Volcans Échantillon de basalte (une roche ignée extrusive), trouvé dans le Massachusetts

La roche ignée extrusive, également connue sous le nom de roche volcanique, est formée par le refroidissement du magma en fusion à la surface de la terre. Le magma, qui est ramené à la surface par des fissures ou des Éruptions volcaniques , se solidifie rapidement. Ces roches sont donc à grains fins ( aphanitiques ) ou même vitreuses. Le basalte est la roche ignée extrusive la plus courante ^[9] et forme des coulées de lave, des nappes de lave et des plateaux de lave. Certains types de basalte se solidifient pour former de longues colonnes polygonales . La Chaussée des Géants à Antrim, en Irlande du Nord, en est un exemple.

La roche en fusion, qui contient généralement des cristaux en suspension et des gaz dissous, est appelée magma . ^[10] Il s’élève car il est moins dense que la roche dont il a été extrait. ^[11] Lorsque le magma atteint la surface, on l’appelle lave . ^[12] Les éruptions de Volcans dans l’air sont appelées subaériennes , tandis que celles qui se produisent sous l’océan sont appelées sous- marines . Les Fumeurs noirs et le basalte de la dorsale médio-océanique sont des exemples d’activité volcanique sous-marine. ^[13]

Le volume de roche extrusive éjectée chaque année par les Volcans varie selon le contexte de la tectonique des plaques. La roche extrusive est produite dans les proportions suivantes : ^[14]

• frontière divergente : 73%
• limite convergente ( Zone de subduction ): 15%
• point chaud : 12%.

Le comportement de la lave dépend de sa viscosité , qui est déterminée par la température, la composition et la teneur en cristaux. Le magma à haute température, dont la majeure partie est de composition basaltique, se comporte d’une manière similaire à l’huile épaisse et, en se refroidissant, à la mélasse . Les coulées de basalte longues et minces avec des surfaces Pahoehoe sont courantes. Le magma de composition intermédiaire, tel que l’ andésite , a tendance à former des cônes de scories de cendres , de tuf et de lave entremêlés, et peut avoir une viscosité similaire à celle de la mélasse épaisse et froide ou même du caoutchouc lorsqu’il éclate. Magma felsique , comme la rhyolite, est généralement en éruption à basse température et est jusqu’à 10 000 fois plus visqueux que le basalte. Les Volcans avec du magma rhyolitique éclatent généralement de manière explosive, et les coulées de lave rhyolitique sont généralement d’étendue limitée et ont des marges abruptes parce que le magma est si visqueux. ^[15]

Les magmas felsiques et intermédiaires qui éclatent le font souvent violemment, avec des explosions entraînées par la libération de gaz dissous, généralement de la vapeur d’eau, mais aussi du dioxyde de carbone . Le matériau Pyroclastique en éruption explosive est appelé téphra et comprend du tuf , des agglomérats et de l’ ignimbrite . De fines cendres volcaniques sont également émises et forment des dépôts de tuf de cendres, qui peuvent souvent couvrir de vastes zones. ^[16]

Étant donné que les roches volcaniques sont pour la plupart à grains fins ou vitreuses, il est beaucoup plus difficile de faire la distinction entre les différents types de roches ignées extrusives qu’entre les différents types de roches ignées intrusives. Généralement, les constituants Minéraux des roches ignées extrusives à grains fins ne peuvent être déterminés que par l’examen de fines sections de la roche au microscope , de sorte que seule une classification approximative peut généralement être effectuée sur le terrain . Bien que la classification par composition minérale soit préférée par l ‘ IUGS , cela est souvent peu pratique et la classification chimique est effectuée à la place en utilisant la classification TAS . ^[17]

Classification

Gros plan de granit (une roche ignée intrusive) exposé à Chennai , Inde

Les roches ignées sont classées selon le mode d’occurrence, la texture, la minéralogie, la composition chimique et la géométrie du corps igné.

La classification des nombreux types de roches ignées peut fournir des informations importantes sur les conditions dans lesquelles elles se sont formées. Deux variables importantes utilisées pour la classification des roches ignées sont la taille des particules, qui dépend en grande partie de l’historique de refroidissement, et la composition minérale de la roche. Les feldspaths , le quartz ou les feldspathoïdes , les olivines , les pyroxènes , les amphiboles et les micas sont tous des Minéraux importants dans la formation de presque toutes les roches ignées, et ils sont à la base de la classification de ces roches. Tous les autres Minéraux présents sont considérés comme non essentiels dans presque toutes les roches ignées et sont appelés Minéraux accessoires. Les types de roches ignées avec d’autres Minéraux essentiels sont très rares, mais comprennent les carbonatites , qui contiennent des carbonates essentiels . ^[17]

Dans une classification simplifiée, les types de roches ignées sont séparés sur la base du type de feldspath présent, de la présence ou de l’absence de quartz , et dans les roches sans feldspath ni quartz, du type de Minéraux de fer ou de magnésium présents. Les roches contenant du quartz (de composition en silice) sont sursaturées en silice . Les roches contenant des feldspathoïdes sont sous-saturées en silice , car les feldspathoïdes ne peuvent pas coexister dans une association stable avec le quartz. ^{[ citation nécessaire ]}

Les roches ignées qui ont des cristaux assez gros pour être vus à l’œil nu sont appelées phanéritiques ; ceux dont les cristaux sont trop petits pour être vus sont appelés aphanitiques . D’une manière générale, le Phanéritique implique une origine intrusive ; Aphanitique et extrusive. ^{[ citation nécessaire ]}

Une roche ignée avec des cristaux plus gros et clairement discernables intégrés dans une matrice à grains plus fins est appelée porphyre . La texture porphyrique se développe lorsque certains des cristaux atteignent une taille considérable avant que la masse principale du magma ne cristallise sous forme de matériau uniforme à grain plus fin. ^{[ citation nécessaire ]}

Les roches ignées sont classées en fonction de leur texture et de leur composition. La texture fait référence à la taille, à la forme et à la disposition des grains Minéraux ou des cristaux dont la roche est composée. ^{[ citation nécessaire ]}

Texture

Spécimen de gabbro montrant la texture Phanéritique , de Rock Creek Canyon, dans l’est de la Sierra Nevada , en Californie

La texture est un critère important pour la dénomination des roches volcaniques. La texture des roches volcaniques, y compris la taille, la forme, l’orientation et la distribution des grains Minéraux et les relations intergrains, déterminera si la roche est appelée tuf , lave Pyroclastique ou lave simple . Cependant, la texture n’est qu’une partie secondaire de la classification des roches volcaniques, car le plus souvent, des informations chimiques doivent être glanées sur des roches à la masse extrêmement fine ou sur des tufs aériens, qui peuvent être formés à partir de cendres volcaniques. ^{[ citation nécessaire ]}

Les critères de texture sont moins critiques pour classer les roches intrusives où la majorité des Minéraux seront visibles à l’œil nu ou au moins à l’aide d’une loupe, d’une loupe ou d’un microscope. Les roches plutoniques ont également tendance à être moins variées sur le plan de la texture et moins susceptibles de présenter des tissus structuraux distinctifs. Des termes texturaux peuvent être utilisés pour différencier différentes phases intrusives de grands plutons, par exemple des marges porphyriques à de grands corps intrusifs, des stocks de porphyre et des dykes subvolcaniques . La classification minéralogique est le plus souvent utilisée pour classer les roches plutoniques. Les classifications chimiques sont préférées pour classer les roches volcaniques, avec des espèces de phénocristaux utilisées comme préfixe, par exemple “picrite à olivine” ou “rhyolite orthose-phyrique”.^{citation nécessaire ]}

Schéma de classification de base des roches ignées en fonction de leur composition minérale. Si les fractions volumiques approximatives des Minéraux dans la roche sont connues, le nom de la roche et la teneur en silice peuvent être lus sur le diagramme. Ce n’est pas une méthode exacte, car la classification des roches ignées dépend également d’autres composants, mais dans la plupart des cas, il s’agit d’une bonne première estimation.

Classement minéralogique

L’ UISG recommande de classer les roches ignées selon leur composition minérale dans la mesure du possible. Ceci est simple pour les roches ignées intrusives à gros grains, mais peut nécessiter l’examen de sections minces au microscope pour les roches volcaniques à grains fins, et peut être impossible pour les roches volcaniques vitreuses. La roche doit alors être classée chimiquement. ^[18]

La classification minéralogique d’une roche intrusive commence par déterminer si la roche est ultramafique, une carbonatite ou un lamprophyre . Une roche ultramafique contient plus de 90% de Minéraux riches en fer et en magnésium tels que la hornblende, le pyroxène ou l’olivine, et ces roches ont leur propre système de classification. De même, les roches contenant plus de 50% de Minéraux carbonatés sont classées comme carbonatites, tandis que les lamprophyres sont des roches ultrapotassiques rares. Les deux sont ensuite classés en fonction de la minéralogie détaillée. ^[19]

Dans la grande majorité des cas, la roche a une composition minérale plus typique, avec d’importants quartz, feldspaths ou feldspathoïdes. La classification est basée sur les pourcentages de quartz, de feldspath alcalin, de plagioclase et de feldspathoïde sur la fraction totale de la roche composée de ces Minéraux, en ignorant tous les autres Minéraux présents. Ces pourcentages placent la roche quelque part sur le diagramme QAPF , qui détermine souvent immédiatement le type de roche. Dans quelques cas, comme le champ de diorite-gabbro-anorthite, des critères minéralogiques supplémentaires doivent être appliqués pour déterminer la classification finale. ^[19]

Lorsque la minéralogie d’une roche volcanique peut être déterminée, elle est classée selon la même procédure, mais avec un diagramme QAPF modifié dont les champs correspondent aux types de roche volcanique. ^[19]

Classification chimique et pétrologie

Schéma de classification des alcalis totaux par rapport à la silice (TAS) tel que proposé dans Le Maitre 2002 Igneous Rocks – Une classification et un glossaire des termes ^[20] La zone bleue est à peu près là où les roches alcalines tracent; la zone jaune est l’endroit où les roches subalcalines tracent.

Lorsqu’il n’est pas pratique de classer une roche volcanique par minéralogie, la roche doit être classée chimiquement.

Il existe relativement peu de Minéraux importants dans la formation des roches ignées communes, car le magma à partir duquel les Minéraux cristallisent n’est riche que de certains éléments : silicium , oxygène , aluminium, sodium , potassium , calcium , fer et magnésium . Ce sont les éléments qui se combinent pour former les Minéraux silicatés , qui représentent plus de quatre-vingt-dix pour cent de toutes les roches ignées. La chimie des roches ignées s’exprime différemment pour les éléments majeurs et mineurs et pour les éléments traces. Les teneurs en éléments majeurs et mineurs sont classiquement exprimées en pourcentage en poids d’oxydes (par exemple, 51 % de SiO ₂ et 1,50 % de TiO ₂). Les abondances d’éléments traces sont classiquement exprimées en parties par million en poids (par exemple, 420 ppm de Ni et 5,1 ppm de Sm). Le terme “oligo-élément” est généralement utilisé pour les éléments présents dans la plupart des roches à des abondances inférieures à 100 ppm environ, mais certains oligo-éléments peuvent être présents dans certaines roches à des abondances dépassant 1 000 ppm. La diversité des compositions rocheuses a été définie par une énorme masse de données analytiques – plus de 230 000 analyses de roches sont accessibles sur le Web via un site parrainé par la US National Science Foundation (voir le lien externe vers EarthChem). ^{[ citation nécessaire ]}

Le composant le plus important est la silice, SiO ₂ , qu’elle se présente sous forme de quartz ou combinée avec d’autres oxydes comme les feldspaths ou d’autres Minéraux. Les roches intrusives et volcaniques sont regroupées chimiquement selon leur teneur totale en silice en grandes catégories.

• Les roches felsiques ont la teneur la plus élevée en silice et sont principalement composées de Minéraux felsiques quartz et feldspath. Ces roches (granite, rhyolite) sont généralement de couleur claire et ont une densité relativement faible.
• Les roches intermédiaires ont une teneur modérée en silice et sont principalement composées de feldspaths. Ces roches (diorite, andésite) sont généralement de couleur plus foncée que les roches felsiques et un peu plus denses.
• Les roches mafiques ont une teneur en silice relativement faible et sont composées principalement de pyroxènes , d’ olivines et de plagioclase calcique. Ces roches (basalte, gabbro) sont généralement de couleur foncée et ont une densité plus élevée que les roches felsiques.
• La roche ultramafique est très pauvre en silice, avec plus de 90% de Minéraux mafiques (komatiite, dunite ).

Ce classement est résumé dans le tableau suivant :

Composition
Mode d’occurrence	Felsique (>63% SiO 2 )	Intermédiaire (52% à 63% SiO 2 )	Mafique (45% à 52% SiO 2 )	Ultramafique (<45% SiO 2 )
Intrusif	Granit	Diorite	Gabbro	Péridotite
Extrusif	Rhyolite	Andésite	Basalte	Komatiite

Le pourcentage d’ oxydes de métaux alcalins ( Na ₂ O plus K ₂ O ) est le deuxième seulement après la silice dans son importance pour la classification chimique de la roche volcanique. Les pourcentages de silice et d’oxyde de métal alcalin sont utilisés pour placer la roche volcanique sur le diagramme TAS , ce qui est suffisant pour classer immédiatement la plupart des roches volcaniques. Les roches de certains champs, comme le champ de trachyandésite, sont en outre classées selon le rapport potassium / sodium (de sorte que les trachyandésites potassiques sont des latites et les trachyandésites sodiques sont des benmoreites). Certains des champs les plus mafiques sont encore subdivisés ou définis par la minéralogie normative, dans lequel une composition minérale idéalisée est calculée pour la roche en fonction de sa composition chimique. Par exemple, la basanite se distingue de la téphrite par sa teneur normative élevée en olivine.

D’autres améliorations apportées à la classification TAS de base comprennent :

• Ultrapotassique – roches contenant molaire K ₂ O/Na ₂ O >3.
• Peralcalin – roches contenant molaire (K ₂ O + Na ₂ O)/Al ₂ O ₃ >1. ^[21]
• Peralumineux – roches contenant molaire (K ₂ O + Na ₂ O + CaO)/Al ₂ O ₃ <1. ^[21]

Dans la terminologie plus ancienne, les roches sursaturées en silice étaient dites siliciques ou acides là où le SiO ₂ était supérieur à 66 % et le terme de famille quartzolite était appliqué aux plus siliciques. Un feldspathoïde normatif classe une roche comme sous-saturée en silice; un exemple est la néphélinite .

Diagramme ternaire AFM montrant les proportions relatives de Na ₂ O + K ₂ O (A pour les métaux alcalino-terreux ), FeO + Fe ₂ O ₃ (F) et MgO (M) avec des flèches montrant le chemin de la variation chimique dans tholéiitique et calc -magmas de la série alcaline

Les magmas sont ensuite divisés en trois séries :

• La série tholéiitique – andésites basaltiques et andésites .
• La série calco-alcaline – andésites.
• La série alcaline – sous-groupes de basaltes alcalins et les rares laves à très haute teneur en potassium (c’est-à-dire shoshonitiques ).

La série alcaline se distingue des deux autres sur le diagramme TAS, étant plus élevée en oxydes alcalins totaux pour une teneur en silice donnée, mais les séries tholéiitique et calco-alcaline occupent approximativement la même partie du diagramme TAS. Ils se distinguent en comparant l’alcali total avec la teneur en fer et en magnésium. ^[22]

Ces trois séries de magma se produisent dans une gamme de paramètres tectoniques des plaques. Les roches de la série magmatique tholéiitique se trouvent, par exemple, sur les dorsales médio-océaniques, les bassins d’arrière-arc , les îles océaniques formées par des points chauds, les arcs insulaires et les grandes provinces ignées continentales . ^[23]

Les trois séries se trouvent relativement proches les unes des autres dans les zones de subduction où leur distribution est liée à la profondeur et à l’âge de la Zone de subduction. La série magmatique tholéiitique est bien représentée au-dessus des jeunes zones de subduction formées par du magma d’une profondeur relativement faible. Les séries calco-alcalines et alcalines sont observées dans les zones de subduction matures et sont liées au magma de plus grandes profondeurs. L’andésite et l’andésite basaltique sont les roches volcaniques les plus abondantes de l’arc insulaire, ce qui indique les magmas calco-alcalins. Certains arcs insulaires ont distribué des séries volcaniques comme on peut le voir dans le système d’arc insulaire japonais où les roches volcaniques changent de tholéiite – calco-alcaline – alcaline avec l’augmentation de la distance de la tranchée. ^{[24] [25]}

Historique du classement

Certains noms de roches ignées datent d’avant l’ère moderne de la géologie. Par exemple, le basalte en tant que description d’une composition particulière de roche dérivée de lave remonte à Georgius Agricola en 1546 dans son ouvrage De Natura Fossilium . ^[26] Le mot granit remonte au moins aux années 1640 et est dérivé soit du granit français, soit de l’italien granito , signifiant simplement “roche granuleuse”. ^[27] Le terme rhyolite a été introduit en 1860 par le voyageur et géologue allemand Ferdinand von Richthofen ^{[28] [29] [30]}La dénomination de nouveaux types de roches s’est accélérée au XIXe siècle et a culminé au début du XXe siècle. ^[31]

Une grande partie de la première classification des roches ignées était basée sur l’âge géologique et l’occurrence des roches. Cependant, en 1902, les pétrologues américains Charles Whitman Cross , Joseph P. Iddings , Louis V. Pirsson et Henry Stephens Washington ont proposé que toutes les classifications existantes des roches ignées soient abandonnées et remplacées par une classification “quantitative” basée sur l’analyse chimique. Ils ont montré à quel point une grande partie de la terminologie existante était vague et souvent non scientifique et ont soutenu que la composition chimique d’une roche ignée étant sa caractéristique la plus fondamentale, elle devrait être élevée au premier rang. ^{[32] [33]}

L’occurrence géologique, la structure, la constitution minéralogique, critères jusqu’alors acceptés de discrimination des espèces de roches, sont reléguées au second plan. L’analyse complète de la roche doit d’abord être interprétée en termes de Minéraux rocheux qui pourraient se former lorsque le magma cristallise, par exemple, les feldspaths quartzeux, l’olivine , l’akermannite, les feldspathoïdes , la magnétite , le corindon , etc. les roches sont divisées en groupes strictement selon la proportion relative de ces Minéraux les uns par rapport aux autres. ^[32]Ce nouveau système de classification a fait sensation, mais a été critiqué pour son manque d’utilité dans le travail de terrain, et le système de classification a été abandonné dans les années 1960. Cependant, le concept de minéralogie normative a perduré et les travaux de Cross et de ses co-chercheurs ont inspiré une multitude de nouveaux schémas de classification. ^[34]

Parmi ceux-ci figurait le schéma de classification de MA Peacock, qui divisait les roches ignées en quatre séries : la série alcaline, la série alcaline-calcique, la série calco-alcaline et la série calcique. ^[35] Sa définition de la série alcaline et le terme calc-alcali, continuent d’être utilisés dans le cadre de la classification largement utilisée ^[36] Irvine-Barager, ^[37] avec la série tholéiitique de WQ Kennedy. ^[38]

En 1958, il y avait quelque 12 systèmes de classification distincts et au moins 1637 noms de types de roches en usage. Cette année-là, Albert Streckeisen a écrit un article de synthèse sur la classification des roches ignées qui a finalement conduit à la formation de la sous-commission IUGG de la systématique des roches ignées. En 1989, un système unique de classification avait été convenu, qui a ensuite été révisé en 2005. Le nombre de noms de roches recommandés a été réduit à 316. Ceux-ci comprenaient un certain nombre de nouveaux noms promulgués par la Sous-Commission. ^[31]

Origine des magmas

La croûte terrestre a une épaisseur moyenne d’environ 35 kilomètres (22 mi) sous les continents , mais n’est en moyenne qu’à environ 7 à 10 kilomètres (4,3 à 6,2 mi) sous les océans . La croûte continentale est composée principalement de roches sédimentaires reposant sur un socle cristallin formé d’une grande variété de roches métamorphiques et ignées, dont la granulite et le granite. La croûte océanique est composée principalement de basalte et de gabbro . La croûte continentale et océanique repose sur la péridotite du manteau. ^{[ citation nécessaire ]}

Les roches peuvent fondre en réponse à une diminution de la pression, à un changement de composition (comme un ajout d’eau), à une augmentation de la température ou à une combinaison de ces processus. ^{[ citation nécessaire ]}

D’autres mécanismes, tels que la fonte d’un impact de météorite , sont moins importants aujourd’hui, mais les impacts lors de l’ accrétion de la Terre ont entraîné une fonte importante, et les quelques centaines de kilomètres extérieurs de notre Terre primitive étaient probablement un océan de magma. Les impacts de grandes météorites au cours des dernières centaines de millions d’années ont été proposés comme un mécanisme responsable du magmatisme basaltique étendu de plusieurs grandes provinces ignées. ^{[ citation nécessaire ]}

Décompression

La fusion par décompression se produit en raison d’une diminution de la pression. ^[39]

Les températures de solidus de la plupart des roches (les températures en dessous desquelles elles sont complètement solides) augmentent avec l’augmentation de la pression en l’absence d’eau. La péridotite en profondeur dans le manteau terrestre peut être plus chaude que sa température de solidus à un niveau moins profond. Si une telle roche s’élève pendant la convection du manteau solide, elle se refroidira légèrement en se dilatant dans un processus adiabatique , mais le refroidissement n’est que d’environ 0,3 °C par kilomètre. Études expérimentales de péridotite appropriéedes échantillons montrent que les températures du solidus augmentent de 3 °C à 4 °C par kilomètre. Si la roche s’élève suffisamment, elle commencera à fondre. Les gouttelettes fondues peuvent fusionner en de plus grands volumes et être pénétrées vers le haut. Ce processus de fusion à partir du mouvement ascendant du manteau solide est essentiel dans l’évolution de la Terre. ^{[ citation nécessaire ]}

La fonte par décompression crée la croûte océanique au niveau des dorsales médio-océaniques . Il provoque également le volcanisme dans les régions intraplaques, telles que l’Europe, l’Afrique et les fonds marins du Pacifique. Là, il est diversement attribué soit à la montée des panaches du manteau (l ‘«hypothèse Plume») soit à l’extension intraplaque (l ‘«hypothèse de la plaque»). ^[40]

Effets de l’eau et du dioxyde de carbone

Le changement de composition de la roche le plus responsable de la création de magma est l’ajout d’eau. L’eau abaisse la température de solidus des roches à une pression donnée. Par exemple, à une profondeur d’environ 100 kilomètres, la péridotite commence à fondre vers 800 °C en présence d’un excès d’eau, mais près ou au-dessus d’environ 1 500 °C en l’absence d’eau. ^[41] L’eau est chassée de la lithosphère océanique dans les zones de subduction et provoque la fonte du manteau sus-jacent. Les magmas hydratés composés de basalte et d’andésite sont produits directement et indirectement à la suite de la déshydratation au cours du processus de subduction. Ces magmas, et ceux qui en dérivent, forment des arcs insulaires tels que ceux de la ceinture de feu du Pacifique.. Ces magmas forment des roches de la série calco-alcaline , une partie importante de la croûte continentale . ^{[ citation nécessaire ]}

L’ajout de dioxyde de carbone est une cause relativement beaucoup moins importante de formation de magma que l’ajout d’eau, mais la genèse de certains magmas sous-saturés en silice a été attribuée à la dominance du dioxyde de carbone sur l’eau dans leurs régions sources du manteau. En présence de dioxyde de carbone, des expériences documentent que la température du solidus de la péridotite diminue d’environ 200 ° C dans un intervalle de pression étroit à des pressions correspondant à une profondeur d’environ 70 km. À de plus grandes profondeurs, le dioxyde de carbone peut avoir plus d’effet: à des profondeurs d’environ 200 km, les températures de fusion initiale d’une composition de péridotite carbonatée ont été déterminées comme étant inférieures de 450 ° C à 600 ° C à celles de la même composition sans dioxyde de carbone. ^[42] Magmas de types de roches tels quela néphélinite , la carbonatite et la kimberlite sont parmi celles qui peuvent être générées suite à un afflux de dioxyde de carbone dans le manteau à des profondeurs supérieures à environ 70 km. ^{[ citation nécessaire ]}

Augmentation de la température

L’augmentation de la température est le mécanisme le plus typique de formation de magma dans la croûte continentale. De telles augmentations de température peuvent se produire en raison de l’Intrusion ascendante de magma du manteau. Les températures peuvent également dépasser le solidus d’une roche crustale dans une croûte continentale épaissie par compression à la limite d’une plaque . La frontière de la plaque entre les masses continentales indiennes et asiatiques fournit un exemple bien étudié, car le plateau tibétain juste au nord de la frontière a une croûte d’environ 80 kilomètres d’épaisseur, soit environ deux fois l’épaisseur de la croûte continentale normale. Des études de résistivité électrique déduites des données magnétotelluriques ont détecté une couche qui semble contenir du silicatefondre et qui s’étend sur au moins 1 000 kilomètres dans la croûte moyenne le long de la marge sud du plateau tibétain. ^[43] Le granit et la rhyolite sont des types de roches ignées communément interprétées comme des produits de la fonte de la croûte continentale en raison des augmentations de température. Les augmentations de température peuvent également contribuer à la fonte de la lithosphère entraînée dans une Zone de subduction. ^{[ citation nécessaire ]}

Évolution du magma

Diagrammes schématiques montrant les principes de la cristallisation fractionnée dans un magma . En se refroidissant, le magma évolue en composition car différents Minéraux cristallisent à partir de la fonte. 1 : l’olivine cristallise ; 2 : l’olivine et le pyroxène cristallisent ; 3 : pyroxène et plagioclase cristallisent ; 4 : le plagioclase cristallise. Au fond du réservoir de magma, une roche cumulée se forme.

La plupart des magmas ne sont complètement fondus que pendant de petites parties de leur histoire. Plus généralement, ce sont des mélanges de masse fondue et de cristaux, et parfois aussi de bulles de gaz. La fonte, les cristaux et les bulles ont généralement des densités différentes et peuvent donc se séparer à mesure que les magmas évoluent.

Au fur et à mesure que le magma se refroidit, les Minéraux cristallisent généralement à partir de la fonte à différentes températures ( cristallisation fractionnée ). Au fur et à mesure que les Minéraux cristallisent, la composition de la masse fondue résiduelle change généralement. Si les cristaux se séparent de la fonte, alors la fonte résiduelle aura une composition différente de celle du magma parent. Par exemple, un magma de composition gabbroïque peut produire une fonte résiduelle de composition granitique si les cristaux formés tôt sont séparés du magma. Le gabbro peut avoir une température de liquidus proche de 1 200 °C, et la masse fondue de composition granitique dérivée peut avoir une température de liquidus aussi basse qu’environ 700 °C. Éléments incompatiblessont concentrés dans les derniers résidus de magma lors de la cristallisation fractionnée et dans les premiers magmas produits lors de la fusion partielle : l’un ou l’autre processus peut former le magma qui cristallise en pegmatite , un type de roche généralement enrichi en éléments incompatibles. La série de réactions de Bowen est importante pour comprendre la séquence idéalisée de cristallisation fractionnée d’un magma. La thermobarométrie du clinopyroxène est utilisée pour déterminer les conditions de température et de pression auxquelles la différenciation du magma s’est produite pour des roches ignées spécifiques. ^{[ citation nécessaire ]}

La composition du magma peut être déterminée par des processus autres que la fusion partielle et la cristallisation fractionnée. Par exemple, les magmas interagissent généralement avec les roches qu’ils pénètrent, à la fois en faisant fondre ces roches et en réagissant avec elles. Des magmas de compositions différentes peuvent se mélanger. Dans de rares cas, les masses fondues peuvent se séparer en deux masses fondues non miscibles de compositions contrastées. ^{[ citation nécessaire ]}

Étymologie

Le mot igné est dérivé du latin ignis , signifiant “de feu”. Les roches volcaniques portent le nom de Vulcain , le nom romain du dieu du feu. Les roches intrusives sont aussi appelées roches “plutoniques”, du nom de Pluton , le dieu romain des enfers. ^{[ citation nécessaire ]}

Galerie

• Volcan Kanaga dans les îles Aléoutiennes avec une coulée de lave de 1906 au premier plan

• Un trou de “puits de lumière”, d’environ 6 m (20 pieds) de diamètre, dans une croûte de lave solidifiée révèle de la lave en fusion en dessous (coulant vers le haut à droite) lors d’une éruption du Kīlauea à Hawaï

• Devils Tower , un laccolithe érodé dans les Black Hills du Wyoming

• Une cascade de lave en fusion s’écoulant dans le cratère d’Aloi lors de l’ éruption du volcan Kilauea du Mauna Ulu en 1969-1971

• Assemblage de colonnes dans les gorges de l’Alcantara, Sicile

• Un laccolithe de granit (de couleur claire) qui a été introduit dans des roches sédimentaires plus anciennes (de couleur foncée) à Cuernos del Paine, Parc National Torres del Paine , Chili

• Une Intrusion ignée coupée par un dyke de pegmatite , lui-même coupé par un dyke de dolérite

Voir également

• Liste des types de roches – Liste des types de roches reconnus par les géologues
• Roche métamorphique – Roche qui a été soumise à la chaleur et à la pression
• Migmatite – Mélange de roche métamorphique et de roche ignée
• Pétrologie – Branche de la géologie qui étudie l’origine, la composition, la distribution et la structure des roches
• Roche sédimentaire – Roche formée par le dépôt et la cimentation ultérieure de matériaux

Remarques

1. ^ 15% est la somme arithmétique de la zone de roche plutonique intrusive (7%) plus la zone de roche volcanique extrusive (8%). ^[2]

Références

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Liens externes

Le Wikibook Historical Geology a une page sur le thème: Roches ignées et stratigraphie

Le Wikibook Historical Geology a une page sur le thème: Roches ignées

• USGS Igneous Rocks Archivé le 21 février 2013 à la Wayback Machine
• Organigramme de classification des roches ignées
• Igneous Rocks Tour, une introduction aux roches ignées
• La systématique IUGS des roches ignées

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