Classification des roches

LES DIFFERENTS MODES DES CLASSIFICATIONS

1. 1.     En fonction de l’acidité de la roche

En fait, on a toujours tendance à confondre la richesse en silice et la saturation de la roche en silice. En principe, c’est la richesse en silice qui exprime l’acidité de la roche, c.-à-.d le rapport de la quantité d’oxygène fixée par Silicium à la quantité d’oxygène fixée par tous les autres cations. Et en parlant des cations, on ne cesse pas au font de parler des ions portant une charge positive par opposition aux anions, ions des charges négatives. Un ion est un atome ou groupe d’atomes portant une charge électrique et provenant de la dissociation électrolytique d’un composé ou de l’action de certaines relations.

On peut ainsi distinguer :

• Ø Les roches acides SiO₂› 65%, cas des granites (roches plutoniques, de structure grenue, constituées des cristaux de quartz, de feldspath orthose et de biotite) et des rhyolites (roches volcaniques claires, à grains fins, constituées essentiellement de feldspath et de quartz, et dont  leur composition chimique reste identique à celle des granites) ;
• Ø Les roches intermédiaires 52% ‹ SiO₂‹65%, cas des pegmatites (roches plutoniques) et des andésites (roches volcaniques). Ici, on peut faire une parenthèse : On constate que les roches intermédiaires sont des roches filoniennes, c.-à-d. les roches formées à partir des filons. Un filon est une veine entre les roches qui cristallisent en profondeur et celles cristallisant en surface. C’est-à-dire, les pegmatites et les andésites font partie des roches filoniennes puisqu’elles se forment dans la même veine. Mais les premières se rattachent aux roches plutoniques et les deuxièmes aux roches volcaniques, c.-à-d. les pegmatites forment des roches ou des filons, à l’intérieur ou au voisinage immédiat des plutons tandis que les andésites forment des roches ou des filons, à l’intérieur ou au voisinage immédiat des volcans. Néanmoins, l’appellation « roches filoniennes » est un peu abus de langage. C’est pourquoi on parle des roches aplitiques (aplite). Car, Le terme aplite désigne les roches filoniennes. En effet, parmi les roches aplitiques, on reconnaît les roches plutoniques des roches volcaniques par leur structure. On constate que les premières ont souvent une structure grenue alors que les deuxièmes une structure microlitique.

En effet,  la pegmatite est une roche magmatique à grands cristaux de taille supérieure à 20 mm, et pouvant atteindre plusieurs mètres. La plupart des pegmatites ont une composition granitique. Elles contiennent habituellement du quartz, des feldspaths et du mica. L’andésite est une roche volcanique, de composition intermédiaire et généralement de couleur noire;

• Ø Les roches basiques 45%‹ SiO₂‹52%, cas des basaltes (roches volcaniques, de structure microlitique, de couleur noire, compacte et lourde, constituées essentiellement de plagioclase, de pyroxène et de péridot) et des gabbros (roches plutoniques, de structure grenue, constituées essentiellement de feldspath et de pyroxène);
• Ø Les roches ultrabasiques SiO₂‹ 45%, cas des péridotites, roches composées principalement d’olivine et de pyroxènes. Elles constituent la majeure partie du manteau terrestre. Ultramafiques (ou ultrabasiques), de structure grenue, les péridotites sont principalement constituées d’olivine associée à d’autres silicates ferromagnésiens, essentiellement des pyroxènes. (Le pyroxène est un silicate naturel de Fer, de Magnésium, de Calcium parfois  d’Aluminium, et dont il existe plusieurs espèces dans les roches éruptives. L’olivine est le plus répandu des péridots, de couleur vert olive, commun dans les basaltes. La hornblende est une amphibole noire ou vert foncée, assez fréquente dans les roches soit éruptives soit cristallophylliennes. Les roches éruptives sont des roches formées par les produits d’une éruption volcanique tandis que les roches cristallophylliennes sont des roches métamorphiques qui présentent une structure à la fois cristalline et feuilletée, comme le gneiss et le micaschiste. N.B. Le pluton est un massif des roches plutoniques tandis que le volcan reste celui des roches volcaniques. Un massif n’est rien d’autre que l’ensemble rocheux homogène plus ou moins élevé. Par définition, le volcan est un relief édifié par des laves et des projections issues d’une fissure de l’intérieur du globe.

1. 2.     En fonction du degré de saturation de la roche en silice

La silice est toujours présente dans tous les silicates, mais lorsqu’elle est très abondante dans la roche en fusion (magma), dont la teneur en silice est supérieure en 65%, elle peut s’individualiser et former du quartz. On dit que la roche est sursaturée. En parlant même des roches acides (granites, rhyolites). Si la quantité est moindre, c.-à-d. la teneur en silice est en 45%, le quartz ne cristallise plus, seuls apparaissent les feldspaths. On dit que la roche est saturée. En parlant des roches basiques (basaltes, gabbros). Si la quantité de silice est inférieure en 45%, des feldspathoïdes apparaissent puisque ce sont des minéraux qui requièrent peu de silice pour se former ; donc quartz et felspathoïdes s’excluent mutuellement, un magma ne pouvant être à la fois riche et pauvre en silice. Dans ce cas, on dit que la roche est sous-saturée ou extrêmement sous-saturée selon que l’on peut ou ne pas observer des feldspaths. En parlant des roches Ultramafiques (péridotites). La silice est le principal constituant du sable. Le quartz est la silice pure. Le silicate est un minéral composé de silice et d’autres métaux ou oxydes, caractérisé par une forme élémentaire tétraèdre.

1. 3.     En fonction de la quantité des minéraux colorés

Il s’agit en fait des minéraux ferromagnésiens tels que l’olivine, le pyroxène, l’amphibole, la biotite, le phlogopite (qui représente le pôle magnésien appelé Enstatite = Fostérite + Quartz).

On peut ainsi distinguer :

• Ø 0 à 5 % en minéraux sombres : Les roches hololeucocrates, étant sursaturées en SiO₂ (›65%). Il s’agit des roches aides telles que les granites, les rhyolites ;
• 5 à 35 en minéraux sombres : Les roches leucocrates. Il s’agit des trachytes, des syénites ;
• Ø 35 à 65% en minéraux sombres : Les roches mésocrates, étant neutres. C’est-à-dire, leur composition minéralogique est intermédiaire entre les roches plutoniques et  les roches volcaniques. Elles sont saturées, dont la teneur en silice est comprise entre 45 et 65% (on sait que c’est en 52%). Il s’agit alors des andésites, des pegmatites ;
• Ø 65 à 95 % en minéraux sombres : Les roches mélanocrates, étant saturées, dont la teneur en SiO₂ est en 45%. Il s’agit en fait des roches basiques telles que les basaltes, les gabbros ;
• Ø 95 à 100% en minéraux sombres : Les roches holomélanocrates, étant sous-saturées ou extrêmement sous-saturées, dont la teneur en SiO₂ est inférieure en 45%. Il s’agit des roches ultrabasiques ou Ultramafiques voire d’ultramafites telles que les péridotites.

1. 4.     En fonction de la taille de grains

La taille de grains est le premier critère de classification ; elle dépend de la vitesse de refroidissement de magma. A partir d’un foyer magmatique, la roche en fusion (magma) migre alors vers le haut, à travers la croûte terrestre, et selon la rapidité de cette migration et du refroidissement, deux types principaux de roches magmatiques se forment. Ceci permet alors de distinguer les roches qui cristallisent en profondeur (roches plutoniques) de celles cristallisant en surface (roches volcaniques). En parlant des roches plutoniques, on ne cesse pas au fond de parler du granite puisqu’il est le plus commun des ces roches.

En effet, les granites représentent 95% des roches plutoniques, c.-à-d. toutes autres roches plutoniques qui restent n’en constituent que 5%; et en parlant des roches volcaniques, on ne cesse non plus au fond de parler du basalte parce qu’il est le plus commun des ces roches. De même, les basaltes représentent 90% des roches volcaniques, c.-à-d. toutes autres roches volcaniques restant n’en constituent que 10%. D’une manière générale, les granites représentent 47,5% des roches magmatiques, et les basaltes 45%, dont en total les deux en constituent 92,5%, et toutes autres roches tant plutoniques que volcaniques ne renferment que 7,5% des roches magmatiques (rhyolite, diorite, trachyte, péridotite, andésite, phonolite, gabbro, syénite, pegmatite, etc.).

1. 5.     En fonction de la composition modale

En parlant de la classification des roches magmatiques en fonction de la composition modale, on ne cesse pas au fond de parler de la composition minéralogique effective. On constate que cette composition est fonction de la composition chimique du magma et de ses conditions de cristallisation. Elle s’exprime quantitativement par le pourcentage (ordinairement en volume) de différents minéraux réellement observés dans la roche : c’est la composition modale ou mode, évidement différente de la composition normative (minéraux virtuels).

La composition modale est déterminée par l’analyse macroscopique et microscopique des roches. Il faut identifier les différents minéraux de la roche et exprimer le pourcentage du volume occupé par chaque minéral.

Bien qu’il existe plus de mille espèces minéralogiques, les minéraux qui constituent plus de 99% des roches magmatiques appartiennent à huit groupes de minéraux (principalement des silicates et d’aluminosilicates) : Quartz, feldspaths, feldspathoïdes, olivines, pyroxènes, amphiboles, micas, oxydes de fer et de titane.

• Ø Quartz : Il représente environ 12% de l’ensemble des minéraux des roches magmatiques. C’est le minéral caractéristique des roches acides (Granites, Rhyolites). Il est peu représenté dans les roches intermédiaires (Andésites, Pegmatites) et absent des roches basiques (Basaltes, Gabbros). Le quartz appartient à la famille des tectosilicates.
• Ø Feldspaths : Ce sont les constituants essentiels des roches plutoniques ou volcaniques. Ils représentent 59,5% des minéraux des roches magmatiques. Leur composition chimique varie avec la nature des roches : Les roches acides renferment des feldspaths alcalins, les roches intermédiaires des feldspaths alcalins et des plagioclases moyens tandis que les roches basiques des plagioclases calciques. Les feldspaths appartiennent à la famille des tectosilicates. L’analyse des feldspaths permet de les classer comme des mélanges plus ou moins homogènes de trois constituants élémentaires :

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KAlSi₃O₈ : Orthose (Or) = Feldspath potassique/Sanidine/microcline

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NaAlSi₃O₈ : Albite (Ab) = Feldspath sodique

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CaAl₂Si₂O₈: Anorthite (An) = Feldspath calcique

NaAlSi₃O₈ et KAlSi₃O₈  et forment une solution solide complète, appelée feldspaths alcalins (sodipotassiques) ; de la même manière, NaAlSi₃O₈ et CaAl₂Si₂O₈ forment une solution solide complète, appelée plagioclases (sodicalciques).

• Ø Feldspathoïdes : Les feldspathoïdes sont des aluminosilicates de Na et K, appartenant à la famille des tectosilicates, très pauvres en silice, et qui se rencontrent dans des roches riches en Na₂O et K₂O (alcalines) et pauvres en SiO₂ (sous-saturées). Ces minéraux sont incompatibles avec le quartz, et sauf rares exceptions, ils ne peuvent coexister avec ce dernier dans les roches.

Les feldspathoïdes ont une composition voisine de celle des feldspaths, mais ont une teneur en silice plus faible.

Les principaux feldspathoïdes sont :

La néphélineNa₃K [AlSiO₄] : hexagonale, essentiellement sodique, et se transforme en albite en présence de quartz.

La sodaliteNaAl6Si6O24Cl2 : cubique, minéral rare accompagnant la néphéline.

La leuciteKAlSi2O6 : quadratique à basse température, et cubique à haute température, riches en potassium, et se transforme en orthose en présence de quartz.

• Ø Olivines : Les olivines se rencontrent dans les roches basiques et ultrabasiques. Ils appartiennent à la famille des nésosilicates et forment une solution solide complète allant du pôle magnésien, la Fostérite Mg₂SiO₄, au pôle ferrifère, la Fayalite Fe₂SiO₄. Les intermédiaires correspondent à l’olivine (Fe, Mg) 2SiO₄. L’olivine se forme à haute température, dans des roches sans quartz, pauvres en SiO₂. Les olivines magnésiennes sont les plus courantes, alors que les olivines ferrifères, ou fayalites sont très rares. Ces dernières sont compatibles avec la présence de quartz et se rencontrent dans des roches acides (granites, rhyolites...).
• Ø Pyroxènes : Les pyroxènes sont les plus fréquents et les plus abondants des silicates ferromagnésiens. Ils se rencontrent surtout dans les roches basiques (gabbros et basaltes). Ils appartiennent à la famille des inosilicates.

Les pyroxènes sont pour la plupart des silicates anhydres de calcium, de magnésium ou de fer, qui renferment dans certains cas du sodium, du lithium et plus rarement du chrome et du titane. Ils cristallisent dans les systèmes orthorhombiques (orthopyroxènes) et monocliniques (clinopyroxènes).

La classification des pyroxènes est fondée en grande partie sur leurs teneurs respectives en Ca, Mg, Fe (composition chimique) et sur leurs systèmes cristallographiques, et apparaît sur un diagramme triangulaire Ca-Mg-Fe (figure 3). On distingue ainsi : Les orthopyroxènes, pratiquement dépourvus de calcium, forment une série continue entre un pôle magnésien l’enstatite Mg₂Si₂O₆ et un pôle ferreux la ferrosilite Fe₂Si₂O₆. Les intermédiaires constituent les hypersthènes (Mg, Fe) 2Si₂O₆.

Les clinopyroxènes, calciques, monocliniques, comprennent, d’une part la série qui va du diopside CaMgSi₂O₆ à l’hedenbergite CaFeSi₂O₆, d’autre part le grand groupe des augites, plus pauvres en Ca, et enfin les pigeonites, très pauvres en calcium. Les pyroxènes riches en sodium Na et en lithium Li forment les clinopyroxènes alcalins (minéraux rares), du système monoclinique avec le spodumène LiAlSi₂O₆, la jadéite NaAl Si₂O₆ et l’aegyrine Fe₃+NaSi₂O₆.

• Ø Amphiboles : Les amphiboles sont des silicates ferromagnésiens. Ils se rencontrent surtout dans les roches plutoniques et métamorphiques. Ils appartiennent à la famille des inosilicates. Les amphiboles sont pour la plupart des silicates hydroxylés (ion OH-) de fer et de magnésium, qui renferment en grande quantité du calcium, de l’aluminium, du sodium, du lithium ou du titane. Ils cristallisent en général dans le système monoclinique. La classification des amphiboles est complexe et liée en grande partie aux variations progressives des teneurs en Mg, Fe, Ca, et Na. On distingue ainsi:

Les amphiboles ferromagnésiens : de formule (Mg, Fe) ₇[Si₈O₂₂] (OH)₂, qui n’existent que dans les roches métamorphiques. Les amphiboles calciques : qui peuvent être ou non alumineuses. Les amphiboles calciques non alumineuses, forment une série continue entre un pôle magnésien la trémolite Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH) ₂ et un pôle ferreux la ferroactinote Ca2Fe5Si8O22(OH) 2, les actinotes constituent les termes intermédiaires Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2. Ils n’existent que dans les roches métamorphiques. Les amphiboles calciques alumineuses forment le vaste ensemble des hornblendes, de formule (Ca,Na,K)2(Mg,Fe, Al)5Si6(Si, Al)2O22(OH,F)2. C’est les plus communs des amphiboles et se rencontrent dans les roches plutoniques calcoalcalines et dans les roches métamorphiques. Signalons aussi l’existence de la hornblende basaltique, beaucoup moins fréquente. Les amphiboles sodiques : forment une série continue entre la glaucophane Na2Mg3Al2Si8O22(OH) 2 et la riébeckite Na2Fe3+2Fe2+3Si8O22(OH)2. La glaucophane est limitée aux roches métamorphiques, alors que la riébeckite apparaît surtout dans les roches plutoniques alcalines.

• Ø Micas : Les micas sont des silicates hydratés, plus ou moins alumineux et presque toujours potassiques, qui contiennent en proportion variable du fer et du magnésium. Ils appartiennent à la famille des phyllosilicates et sont monocliniques. On distingue :

Les micas blancs alumineux : avec principalement la muscovite KAl3Si3O10(OH) 2, et son équivalent sodique, la paragonite NaAl3Si3O10(OH) 2. Ces minéraux sont fréquents dans les roches plutoniques acides.

Les micas noirs ferromagnésiens : représentés principalement par les biotites, qui sont des minéraux intermédiaires entre un pôle magnésien, la phlogopite KMg3AlSi3O10(OH) 2 et un pôle ferrifère l’annite KFe3AlSi3O10(OH)2. Les biotites sont très fréquentes dans les roches magmatiques (surtout acides et intermédiaires). Les micas lithinifères, représentés par le lépidolite K (Li, Al) 2AlSi3O10(OH) 2, sont présentes dans les pegmatites.

• Ø Oxydes de fer et de titane :

La magnétite Fe₃O₄ : système cubique. Le plus commun des minéraux accessoires.

L’hématite Fe₂O₃ : système hexagonal. Il représente fréquemment le produit d’altération de la magnétite ou forme une solution solide avec l’ilménite dans les roches magmatiques non altérées.

L’ilménite FeTiO₃ : système hexagonal. Principal minerais de titane. Fréquente dans une grande variété de roches volcaniques et plutoniques.

Le spinelle MgAl₂O₄ : système cubique. Fréquent dans les roches ultrabasiques et parfois dans les basaltes.

Le corindon Al₂O₃ : système hexagonal. Il est fréquent dans les roches magmatiques riches en aluminium (Al).

L’apatite Ca₅(PO₄)₃(OH, F) : système hexagonal. Très fréquent dans les roches magmatiques alcalines (granites, syénites, pegmatites et laves équivalentes).

Le zircon ZrSiO₄ : système quadratique. Il est fréquent dans les roches magmatiques siliceuses (granites, granodiorites, syénites). Il contient souvent des traces d’éléments radioactifs (Th et U). Ce minéral est ainsi utilisé pour dater les roches avec la méthode U-Pb et Th-Pb.

Le sphène CaTiSiO₄(OH) : système monoclinique. Il est répandu dans de nombreuses roches magmatiques (granites, granodiorites, syénites).

La pyrite FeS₂ : système cubique. Elle est répandue dans diverses roches magmatiques.

La calcite CaCO₃ : système rhomboédrique. Elle est présente dans les carbonatites.

La fluorine (ou fluorite) CaF₂ : système cubique (minerai du fluor). Elle est présente dans les roches magmatiques alcalines (granites, syénites, pegmatites).

1. 6.     En fonction de l’alcalinité de la roche

On peut ainsi distinguer les roches hyperalcalines (Na+K »Ca), les roches alcalines (Na+K› Ca), les roches calcoalcalines (Na+K #Ca), les roches sub-calciques et calciques ou calcosodiques (Na+K ‹ Ca).