Magmatisme et roches magmatiques

Les roches magmatiques sont les archives du fonctionnement interne de la planète : elles naissent de la fusion partielle du manteau ou de la croûte, puis de la cristallisation d'un magma. Ce chapitre présente les conditions de formation des magmas, la différence entre roches plutoniques et volcaniques, les minéraux essentiels et la classification des roches magmatiques selon leur teneur en silice. Il prépare directement les travaux pratiques de reconnaissance des roches, qui comptent dans la note du module.

1. Genèse des magmas : la fusion partielle

Le manteau est solide : il ne fond pas spontanément malgré des températures supérieures à 1 000 °C, car la pression élève la température de fusion. Un magma se forme lorsque les conditions franchissent le solidus de la péridotite, et il ne s'agit jamais d'une fusion totale mais d'une fusion partielle (quelques pour cent à une vingtaine de pour cent), qui libère un liquide moins dense et plus riche en silice que la roche mère. Trois mécanismes déclenchent cette fusion selon le contexte géodynamique : la décompression du manteau qui remonte sous les dorsales et les rifts (magma basaltique) ; l'hydratation du manteau par l'eau libérée de la plaque plongeante dans les zones de subduction, qui abaisse le point de fusion (magma andésitique) ; l'apport de chaleur d'un panache de point chaud. Dans les zones de collision, la fusion de la croûte continentale elle-même (anatexie) produit des magmas granitiques.

2. Roches plutoniques, volcaniques et filoniennes

Le devenir du magma détermine la texture de la roche. Lorsqu'il cristallise lentement en profondeur, dans un pluton, tous les minéraux ont le temps de croître : la roche est plutonique (ou intrusive), à texture grenue, entièrement cristallisée, à cristaux visibles à l'œil nu et jointifs, comme le granite ou le gabbro. Lorsqu'il atteint la surface, la lave refroidit vite : la roche est volcanique (ou effusive), à texture microlitique, formée de quelques gros cristaux (phénocristaux) nés dans la chambre, de microlites en baguettes et d'une pâte vitreuse, comme le basalte ou l'andésite. Un refroidissement instantané donne une texture vitreuse (obsidienne). Les roches filoniennes, refroidies dans des fissures à profondeur intermédiaire, ont une texture microgrenue (microgranite, dolérite). À chaque roche plutonique correspond une roche volcanique de même composition chimique : granite/rhyolite, diorite/andésite, gabbro/basalte.

3. Les minéraux des roches magmatiques

Les roches magmatiques sont formées presque exclusivement de silicates. On distingue les minéraux clairs ou leucocrates, riches en silice et en aluminium : le quartz (SiO₂, gris vitreux, sans clivage), les feldspaths alcalins (orthose, rose ou blanc, potassique) et les plagioclases (série continue de l'albite sodique à l'anorthite calcique), les feldspathoïdes (néphéline, dans les roches sous-saturées en silice) et le mica blanc ou muscovite. Les minéraux sombres ou mélanocrates sont riches en fer et magnésium (ferromagnésiens) : olivine (vert bouteille, manteau et basaltes), pyroxènes (augite), amphiboles (hornblende) et mica noir ou biotite. La série de Bowen décrit leur ordre de cristallisation à partir d'un magma qui refroidit : d'abord l'olivine et les plagioclases calciques, puis pyroxènes, amphiboles, biotite et plagioclases de plus en plus sodiques, enfin orthose, muscovite et quartz. Les minéraux formés à haute température sont aussi les plus vite altérés en surface.

4. Classification des roches magmatiques

Le critère chimique majeur est la teneur en silice (SiO₂). Les roches acides (plus de 65 % de SiO₂) sont claires et contiennent du quartz : granite et rhyolite. Les roches intermédiaires (52 à 65 %) sont dominées par les plagioclases et l'amphibole, avec peu ou pas de quartz : diorite et andésite, typiques des zones de subduction. Les roches basiques (45 à 52 %) sont sombres, à plagioclases calciques et pyroxènes : gabbro et basalte, qui constituent la croûte océanique. Les roches ultrabasiques (moins de 45 %) sont formées d'olivine et de pyroxènes : la péridotite du manteau. On classe aussi les roches par leur saturation en silice : les roches alcalines sous-saturées contiennent des feldspathoïdes (syénite néphélinique, phonolite), à la place du quartz. Cette classification se lit sur le diagramme de Streckeisen (QAPF), fondé sur les proportions de quartz, de feldspath alcalin, de plagioclase et de feldspathoïdes.

5. Roches magmatiques et contexte géodynamique

Chaque contexte tectonique produit une association caractéristique. Aux dorsales, la croûte océanique est faite de basaltes en coussins (pillow lavas) en surface, de filons de dolérite en dessous et de gabbros en profondeur, reposant sur des péridotites du manteau : cette séquence, retrouvée à terre dans les ophiolites, est le témoin d'un ancien océan. Dans les zones de subduction, la série est calco-alcaline : andésites et dacites en surface, diorites et granodiorites (batholites) en profondeur. Les points chauds émettent surtout des basaltes ; les rifts continentaux des basaltes alcalins, trachytes et phonolites. Enfin, dans les chaînes de collision, l'épaississement crustal conduit à l'anatexie et aux granites. Au Maroc, les granites hercyniens de la Meseta (Zaër, Oulmès, Jebilet) et les basaltes quaternaires du Moyen Atlas illustrent deux de ces contextes.