Les différents types des roches

1- Les roches ignées (magmatiques)


Les magmas originent tous du manteau. Les roches magmatiques, issues de
la cristallisation des magmas, devraient donc avoir toutes la même
composition. Ca n'est pas le cas. Pourquoi? Pour bien répondre à cette
question, il est essentiel de
connaître deux processus importants: la cristallisation
fractionnée et la fusion partielle.
La cristallisation fractionnée.
Comme on l'a vu plus haut, la cristallisation fractionnée,
c'est-à-dire le fait que la cristallisation des silicates dans un magma
se fasse dans un ordre bien défini, selon la suite réactionnelle
de Bowen, produit des assemblages minéralogiques différents :
ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre
assemblages définissent quatre grands types de roches ignées.








Prenons comme exemple la cristallisation d'un magma qui refroidit dans une chambre magmatique (schéma ci-dessous).







Les critaux ne vont pas se former tous en même temps comme l'exprime la
série de Bowen. Les premiers minéraux à cristalliser seront évidemment
les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et
amphiboles ensuite. Ces cristaux vont se former dans le magma et vont
sédimenter vers la base de la chambre magmatique pour former une roche
riche en olivine, pyroxène et amphibole, une roche ignée mafique, un
gabbro par exemple (roche ignée "A" sur le schéma). Le liquide résiduel
sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de
composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une



composition disons intermédiaire



Si ce magma est introduit dans une chambre secondaire (schéma
ci-dessus) et qu'il poursuit son refroidissement, les premiers minéraux
à cristalliser seront les amphiboles, les biotites, le quartz et
certains feldspaths plagioclases, ce qui produira une roche ignée
intermédiaire, une diorite par exemple (roche ignée "B" sur le schéma).
Si ce magma fait son chemin jusqu'à la surface, on aura des laves
andésitiques. Ainsi, à partir d'un magma de composition donnée, on peut
obtenir plus d'un type de roche ignée.


Le nom des roches ignées.

L'assemblage ultramafique donne lieu à une roche particulière,
composée presqu'exclusivement d'olivine, avec un peu de
pyroxènes, une roche très peu abondante à la surface
même de la terre, la péridotite. Cette dernière
constitue principalement le manteau. L'assemblage mafique donne des
basaltes ou des gabbros, des roches qui sont riches en
pyroxènes et en feldspaths plagioclases calciques, avec possiblement une
petite quantité d'olivine ou d'amphiboles. L'assemblage
intermédiaire constitue les andésites et les

diorites. Ce sont des roches composées d'amphiboles et de
feldspaths plagioclases dont le contenu en calcium et sodium est
intermédiaire entre les deux pôles, avec possiblement un peu de
quartz et de biotite. Pour sa part, l'assemblage felsique fournit des
rhyolites et des granites dont la composition principale est le
quartz, le feldspath potassique et le feldspath sodique, avec un peu de micas
comme la biotite et la muscovite.
Le tableau qui suit présente de façon un peu plus précise
que la figure précédente la composition des roches ignées.







La différence entre basalte et gabbro, andésite et diorite,
rhyolite et granite, ne se situe pas au niveau de la composition qui est la
même pour chacune des paires, mais au niveau de la cristallinité,
soit la taille des cristaux. Un magma qui s'introduit dans la croûte
terrestre peut se frayer un chemin jusqu'à la surface et donner lieu
à des coulées de laves qui, en cristallisant, forment des corps
extrusifs : volcans sous-marins ou volcans continentaux. Le magma peut aussi
rester coïncé dans la croûte et y cristalliser pour former
des corps intrusifs. La cristallisation à la surface de la croûte
est rapide, ce qui produit de très petits cristaux; la roche
résultante sera une roche à fins cristaux qu'on ne distingue
généralement pas à l'oeil nu (aphanitiques), même

à l'aide d'une loupe. Par contre, lorsque le magma cristallise à
l'intérieur de la croûte terrestre, l'abaissement de sa
température est lent et, pour simplifier, plus la cristallisation sera
lente, plus les cristaux seront gros, généralement bien visibles
(phanéritiques). On a donc deux grands groupes de roches ignées:
les roches ignées extrusives, à fins cristaux, et les roches
ignées intrusives, à cristaux grossiers. Les magmas ultramafiques
sont ceux qui se forment en toute fin de fusion partielle et n'atteignent
jamais la surface; de là le manque d'un équivalent extrusif

à la péridotite.
La fusion partielle.
Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de
cristallisation fractionnée. Si on augmente progressivement la
température d'un matériel solide composé d'un assemblage
de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou
partiellement de la phase solide à la phase liquide. Pourquoi
partiellement? Parce que, comme dans le cas du refroidissement d'un magma
où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même
temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont
chauffés. A une pression donnée, le point où un
minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa
température de fusion (qui est la même que la température
de cristallisation; une question de point de vue). Si on augmente
progressivement la température d'un assemblage solide de silicates, les
premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse
température, ceux qui se situent au bas de la suite de Bowen,
c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la
muscovite. La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un
mélange de solide et de liquide, une sorte de "sloche" (nos amis français diraient gadoue). Dans ce cas-ci,
la phase liquide possède une composition felsique (quartz, feldspaths
potassique et sodique, muscovite), alors que la phase solide est
composée de cristaux de plagioclase calcique, de biotite, d'amphibole ou
de pyroxène, selon la composition du solide originel. Si ce liquide est
extrait du mélange et remobilisé (introduit le long de fractures
ou dans une autre chambre par exemple), ce magma felsique formera, en
cristallisant, des rhyolites ou des granites, selon qu'il atteigne la surface
ou demeure à l'intérieur de la croûte. Avec une
augmentation de la température, les plagioclases de calcicité

intermédiaire, les biotites et les amphiboles seront à leur tour
fondus et produiront un magma intermédiaire; et ainsi de suite pour les
autres minéraux, jusqu'aux olivines, si évidemment le
mélange silicaté originel en contenait.
On voit bien ici le principe de la fusion partielle : à mesure de
l'augmentation de la température, il se produit une séparation en
deux phases, une phase liquide et une phase solide, le tout formant une sorte
de sloche, soit des cristaux solides qui baignent dans un liquide. Il est
important de comprendre ici que la composition des phases solides et liquides
change au fil de l'évolution thermique de la sloche. Le liquide peut

être extrait de la sloche et remobilisé par des processus
naturels à n'importe quel stade de l'évolution thermique, ce qui
fait qu'on obtiendra des magmas de composition variées et partant des
roches ignées de compositions variées.
Voyons comment tout cela s'applique dans les principales zones où il y a
du magmatisme, soit aux dorsales océaniques, dans les zones de
subduction et aux points chauds.


Le magmatisme de dorsale et la séquence ophiolitique.
Les dorsales océaniques sont des zones très importantes
où agit le magmatisme; la lithosphère océanique s'y
regénère perpétuellement. Il se fait une fusion partielle
du manteau sous la dorsale à cause de la concentration de chaleur due
à la convection. Il s'agit d'une fusion de péridotite. Comment
peut-on affirmer qu'il s'agit d'une fusion partielle de péridotite et
conclure en conséquence que le manteau est composé de
péridotite, puisqu'on n'a pas encore réussi à forer

à travers le MOHO et qu'on ne possède donc pas
d'échantillons du manteau actuel?
On a deux évidences indirectes.
La première nous vient des grandes chaînes de montagne
plissées où on retrouve
parfois des lambeaux de lithosphère océanique. A la base de ces
lambeaux, il se trouve des péridotites, une évidence qu'il y
avait des péridotites sous les croûtes océaniques
anciennes.

La seconde évidence indirecte tient dans la composition même de la
croûte océanique. Cette dernière se forme par la
cristallisation d'un magma issu de la fusion partielle de la partie
supérieure du manteau. Ce magma s'introduit, de manière plus ou
moins continue, dans la croûte océanique, dans une chambre
magmatique, une sorte de grande poche.





A cause du flux de chaleur et de la venue continuelle de magma venant du bas,
il s'établit dans la chambre magmatique des cellules de convection. Le
magma silicaté se refroidit aux parois de la chambre, amenant la
cristallisation d'une partie des silicates (cristallisation
fractionnée), ceux de haute température. Il se forme, à

la base de la chambre magmatique, une sorte de stratification due à la
convection qui redistribue une partie de la phase solide qui sédimente.
C'est ce qui explique cette stratification qui se retrouve à la base de
la croûte océanique. L'accumulation des cristaux de cet assemblage
mafique produit ici un gabbro. Une partie du magma réussit à se
frayer un chemin jusqu'à la surface pour former les épanchements
de laves qui se forment dans le rift central des dorsales et qui, en
cristallisant, donne des basaltes. Ces épanchements se font à la
faveur d'un réseau de fractures créées par les forces de
tension qui agissent dans cette zone. Une partie du magma cristallise dans ces
fractures, et à mesure de l'étalement des planchers
océaniques, on aura la formation d'un réseau de dykes et filons
de gabbro.

On voit ici que les processus magmatiques produisent une croûte
océanique possédant des caractères particuliers qui
s'expriment sous forme d'une séquence verticale. Sous la croûte
océanique, il y a la péridotite du manteau supérieur,
une roche ultramafique composée d'olivine et d'un peu de
pyroxènes. Au-dessus, les roches de la croûte océanique
sont mafiques, c'est-à-dire qu'elles sont composées de
pyroxènes, d'un peu d'olivine et de plagioclase calcique. Comme elles ne
contiennent pas de minéraux des assemblages intermédiaires et
felsiques, on est forcé de conclure que le magma qui les a
formées provient de la fusion partielle d'un matériau ne
contenant pas ces minéraux qui auraient été les premiers

à fondre et par conséquent à fournir des magmas
intermédiaires ou felsiques. C'est là notre seconde
évidence indirecte qui permet de conclure à un manteau de
péridotite.
Dans le détail, la croûte océanique montre quatre zones, de
bas en haut : d'abord, des cumulats lités ou stratifiés
composés de gabbro, une stratification résultant de l'action
combinée de la convection et de l'accumulation des cristaux de haute
température à la base de la chambre magmatique; puis, des gabbros
massifs issus de la cristallisation aux parois de la chambre magmatique; suit
un complexe filonien, niveau caractérisé par les dykes et filons
gabbroïques dus à la cristallisation dans les fractures de tension;
finalement, au-dessus de la pile, les basaltes issus des épanchements
volcaniques. Cette croûte océanique fait de 5 à 15 km
d'épaisseur.

Les géologues appellent cette séquence, une séquence
ophiolitique, ou plus sommairement, les ophiolites. On la reconnaît dans
ce qu'on interprète comme des lambeaux de croûte ou de
lithosphère océanique dans les chaînes de montagnes
plissées anciennes, ce qui vient conforter cette interprétation.
Puisqu'elle est le résultat de processus bien spécifiques et
puisqu'on la reconnaît dans des chaînes très anciennes, elle
permet de conclure que les chaînes de montagnes se sont formées

à partir de matériel déposé sur des planchers
océaniques formés selon des mécanismes semblables à
ceux qui agissent aujourd'hui. Par exemple, on retrouve la séquence
ophiolitique dans les roches de la région de Thetford Mines; la
séquence a été étudiée par une équipe
de géologues de l'Université Laval qui ont démontré

qu'il s'agit bien d'un morceau du plancher de l'océan (Océan
Iapétus) dans lequel s'est accumulé le matériel qui
ultérieurement a formé la chaîne de montagnes des
Appalaches.
Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc insulaire.
On a vu dans la section 1 qu'il y a du magmatisme associé aux zones de
subduction et que, dans le cas de collision de lithosphère océanique contre
lithosphère océanique, il s'exprime par la formation d'un arc volcanique
insulaire.









L'enfoncement d'une plaque sous l'autre entraîne, grâce au tapis
roulant des fonds océaniques, des sédiments riches en
minéraux de basses températures comme le quartz (SiO2), mais
aussi les felspaths et les argiles (micas). En profondeur, il y a fusion
partielle, et le matériel fondu est un mélange de trois choses :
la péridotite de la lithosphère inférieure, la
croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère
supérieure, et les minéraux de basses températures des
sédiments entraînés dans la subduction. Contrairement aux
zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait
donner qu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités
qui contiennent toute la palette des silicates pourra fournir des magmas de
composition variée. Il peut se faire une ségrégation des
magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes seront
intermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs
insulaires, ou encore si les températures de fusion atteignent des
niveaux plus élevés, il se produit des magmas mafiques alimentant
des coulées de laves basaltiques en surface.

Le magmatisme de zone de subduction : le cas de l'arc continental.
Lorsqu'il y a collision entre lithosphère océanique et lithosphère
continentale, il se forme un arc volcanique continental.









Le magmatisme s'apparente à celui des arcs insulaires, mais avec des
variantes. Ainsi, le volume de sédiments sur le plancher
océanique en bordure des continents est plus imposant, et il se
construit un prisme d'accrétion important. Une plus grande
quantité de silicates de basses températures est
entraînée dans la subduction. La fusion partielle affecte ici
aussi la péridotite de la lithosphère inférieure, la
croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère
supérieure et les minéraux de basses températures des
sédiments. Dans les premières phases de la fusion partielle, on
pourra produire des magmas intermédiaires et même par endroits des
magmas felsiques. Dans les phases plus chaudes, on produira les magmas mafiques
qui peuvent alimenter des plateaux de basalte sur certains continents. Dans ces
croûtes continentales épaisses, on accumulera aussi des grands
stocks granitiques qui peuvent correspondre aux fusion de basses
températures et qui à cause de leur faible fluidité ne
pourront parvenir jusqu'à la surface.

Le magmatisme de point chaud.
Le magmatisme de point chaud est responsable de la formation des volcans
intraplaques, particulièrement des volcans intraplaques
océaniques, comme ceux qu'on retrouve nombreux dans le Pacifique.







Ce magmatisme provient de la fusion partielle de la péridotite du
manteau. Le magma est donc un magma mafique qui produit des volcans
basaltiques, comme ceux des îles Hawaii ou de la
Polynésie.

L'activité magmatique et ses produits.
La cristallisation de magma à l'intérieur ou à la surface
de la croûte terrestre produit des corps magmatiques. Les trois
blocs-diagrammes qui suivent illustrent les principaux corps magmatiques
hérités de l'activité magmatique dans une région,
et leur mise à nu au fil de l'érosion.







Le bloc-diagramme A résume les principaux
phénomènes géologiques susceptibles d'être
retrouvés dans une région affectée par le magmatisme.
L'expression en surface de ce magmatisme est généralement minime
en volume par rapport au magma sous-jacent qui lui donne naissance et qui
formera les grands corps intrusifs. En surface, le magmatisme se traduit par
des volcans qui peuvent produire des champs de laves. Certains grands champs de
laves sont aussi issus de longues fissures.

Le bloc-diagramme B résume la situation post-magmatisme,
après que l'érosion ait commencé son modelage de la
surface et enlevé une couche de matériaux. En surface, on aura
divers corps extrusifs (on dit aussi volcaniques; du dieu du feu, Vulcain) :
volcans ou plateaux de basaltes. Divers corps intrusifs (on dit aussi
plutoniques; du dieu des enfers, Pluton) pourront avoir été mis
à nu par l'érosion : laccolites, dykes, necks volcaniques. Les
roches ignées étant plus résistantes à

l'érosion que les roches sédimentaires encaissantes, les corps
magmatiques auront tendance à former des reliefs positifs.
Le bloc-diagramme C présente la situation à un stade plus
avancé d'érosion où ont été mis à nu
les grands batholites, souvent granitiques.

Les volcans.
Regardons d'un peu plus près les volcans. Il existe plusieurs
classifications plus ou moins détaillées des volcans, certaines
insistant sur un aspect ou l'autre du volcanisme. Nous nous limiterons ici aux
principales manifestations de ces appareils qui terrorisent les populations qui
vivent à leur voisinage. En simplifiant, disons qu'il y a deux
extrêmes: les volcans qui crachent des laves très fluides et ceux
qui ont toutes les peines du monde à cracher la moindre lave. Pourquoi?

Pour former des champs de laves comme illustré plus haut,
il faut que la lave puisse s'écouler aisément; en d'autres
termes, il faut qu'elle soit fluide. Un facteur très important qui
contrôle la fluidité d'un magma est son contenu en silice (SiO2).
Un faible contenu en silice donne des magmas fluides, alors, qu'à

l'autre extrême, un contenu élevé en silice augmente de
beaucoup la viscosité des magmas qui ont alors peine à
s'écouler. Les magmas mafiques contiennent peu ou pas de silice; ils
sont donc fluides et produisent des laves qui s'écoulent facilement. Un
magma felsique, riche en silice, a beaucoup de difficulté à
s'écouler et forme très difficilement des laves. Ceci a une
grande importance sur le comportement des volcans. Il y a donc des volcans
à laves pauvres en silice (volcans-boucliers) et des volcans à

alimentation magmatique riche en silice (stratovolcans). Et, il y a
évidemment des intermédiaires entre ces extrêmes.
Chez le volcan-bouclier (qu'on dit aussi volcan tranquille),
l'alimentation magmatique est mafique, contenant peu de silice,
produisant des laves basaltiques. Ce type de volcanisme se manifeste aux
dorsales océaniques, aux points chauds et possiblement associé
à certaines zones de subduction.








A cause de la grande fluidité des laves, ces volcans sont des
édifices composés surtout de laves cristallisées et dont
les flancs ont des pentes peu prononcées, généralement
inférieures à 15° au sommet. On y voit souvent des
éruptions de flancs. Les volcans de l'Islande sur la dorsale
médio-Atlantique ou ceux des îles Hawaii, des Marshalls, ou des
Carolines sont de bons exemples. Les laves de ces volcans peuvent atteindre
des vitesses d'écoulement de 30 km/h, mais en général leur
vitesse est de 10 à 300 m/h.
Chez le stratovolcan (qu'on dit souvent volcan explosif), le magma est
si riche en silice qu'il n'arrive pas à s'écouler hors du volcan.
Ces volcans vont surtout cracher des gaz et du matériel pyroclastique.
Ce sont de véritables terreurs. Puisque la lave ne parvient pas à
s'écouler, les gaz qu'elle contient y construisent un pression qui va
grandissante, jusqu'à l'explosion. Le matériel y est alors
pulvérisé et, mélangé aux gaz, crée un nuage
dense très chaud (jusqu'à 800° C) qui s'écoule
très rapidement sur les flancs du volcan, à des vitesses
dépassant les 150 km/h. C'est la nuée ardente qui sème la
destruction. Il y a aussi des cendres qui sont éjectées dans la
haute atmosphère, jusqu'à des altitudes d'une vingtaine de
kilomètres et qui ensuite sont dispersées tout autour de la
planète. Ce sont ces cendres qui causent des effets de voile importants
et qui peuvent amener des abaissements de la température moyenne de la
planète. Par exemple, 1816 a été l'année sans

été en Amérique, à cause de l'éruption du
Tambora en Indonésie qui est considéré comme le volcan
ayant émis le plus de cendres volcaniques qui sont demeurées
plusieurs années en suspension dans l'atmosphère; les journaux
de l'époque nous disent qu'il a gelé en juin, juillet et
août au Québec, et que toutes les récoltes furent perdues.

2- Les roches sédimentaires



Si les roches ignées forment le gros du volume de la croûte
terrestre, les roches sédimentaires forment le gros de la surface
de la croûte. Quatre processus conduisent à la formation des
roches sédimentaires: l'altération superficielle des
matériaux qui produit des particules, le transport de ces particules par
les cours d'eau, le vent ou la glace qui amène ces particules dans le
milieu de dépôt, la sédimentation qui fait que ces
particules se déposent dans un milieu donné pour former un
sédiment et, finalement, la diagenèse qui transforme le
sédiment en roche sédimentaire.








Le matériel sédimentaire peut provenir de trois sources : une
source terrigène, lorsque les particules proviennent de
l'érosion du continent; une source allochimique, lorsque les
particules proviennent du bassin de sédimentation, principalement des
coquilles ou fragments de coquilles des organismes; une source
orthochimique qui correspond aux précipités chimiques dans
le bassin de sédimentation ou à l'intérieur du
sédiment durant la diagenèse.

L'altération superficielle.
Les processus de l'altération superficielle sont de trois types:
mécaniques, chimiques et biologiques. Les processus mécaniques
(ou physiques) sont ceux qui désagrègent mécaniquement la
roche, comme l'action du gel et du dégel qui à cause de
l'expansion de l'eau qui gèle dans les fractures ouvre progressivement
ces dernières. L'action mécanique des racines des arbres ouvre
aussi les fractures. L'altération chimique est très importante :
plusieurs silicates, comme les feldspaths, souvent abondants dans les roches
ignées, sont facilement attaqués par les eaux de pluies et
transformés en minéraux des argiles (phyllosilicates) pour former
des boues. Certains organismes ont la possibilité d'attaquer
biochimiquement les minéraux. Certains lichens vont chercher dans les
minéraux les éléments chimiques dont ils ont besoin.
L'action combinée de ces trois mécanismes produit des particules
de toutes tailles. C'est là le point de départ du processus
général de la sédimentation.

Le transport.
Outre le vent et la glace, c'est surtout l'eau qui assure le transport
des particules. Selon le mode et l'énergie du transport, le
sédiment résultant comportera des structures sédimentaires
variées: stratification en lamelles planaires, obliques ou
entrecroisées, granoclassement, marques diverses au sommet des couches,
etc. Les roches sédimentaires hériteront de ces structures. Le
transport des particules peut être très long. En fait, ultimement
toutes les particules devront se retrouver dans le bassin océanique.

La sédimentation.
Tout le matériel transporté s'accumule dans un bassin de
sédimentation, ultimement le bassin marin, pour former un
dépôt. Les sédiments se déposent en couches
successives dont la composition, la taille des particules, la couleur, etc.,
varient dans le temps selon la nature des sédiments apportés.
C'est ce qui fait que les dépôts sédimentaires sont
stratifiés et que les roches sédimentaires issues de ces
dépôts composent les paysages stratifiés comme ceux du
Grand Canyon du Colorado par exemple.

La diagenèse.
L'obtention d'une roche sédimentaire se fait par la
transformation d'un sédiment en roche sous l'effet des processus de la
diagenèse. La diagenèse englobe tous les processus chimiques et
mécaniques qui affectent un dépôt sédimentaire
après sa formation. La diagenèse commence sur le fond marin, dans
le cas d'un sédiment marin, et se poursuit tout au long de son
enfouissement, c'est-à-dire, à mesure que d'autres
sédiments viennent recouvrir le dépôt et l'amener
progressivement sous plusieurs dizaines, centaines ou même milliers de
mètres de matériel. Les processus de diagenèse sont
variés et complexes : ils vont de la compaction du sédiment

à sa cimentation, en passant par des phases de dissolution, de
recristallisation ou de remplacement de certains minéraux. Le processus
diagénétique qui est principalement responsable du passage de
sédiment à roche est la cimentation. Il s'agit d'un processus
relativement simple : si l'eau qui circule dans un sédiment, par exemple
un sable, est sursaturée par rapport à certains minéraux,
elle précipite ces minéraux dans les pores du sable, lesquels minéraux
viennent souder ensemble les particules du sable; on obtient alors une roche
sédimentaire qu'on appelle un grès. Le degré de
cimentation peut être faible, et on a alors une roche friable, ou il peut

être très poussé, et on a une roche très solide. La
cimentation peut très bien se faire sur le fond marin (diagenèse
précoce), mais il est aussi possible qu'il faille attendre que le
sédiment soit enfoui sous plusieurs centaines ou même quelques
milliers de mètres de matériel (diagenèse tardive).
L'induration (cimentation) d'un sédiment peut se faire tôt dans
son histoire diagénétique, avant l'empilement de plusieurs
mètres de sédiments (pré-compaction), ou plus tardivement,
lorsque la pression sur les particules est grande due à l'empilement des
sédiments.







Dans le cas de la cimentation pré-compaction (schéma du haut),
les fluides qui circulent dans le sédiment précipitent des
produits chimiques qui viennent souder ensemble les particules. Exemple : la
calcite qui précipite sur les particules d'un sable et qui finit par
souder ces dernières ensemble. La compaction d'un sédiment
(schéma du bas) peut conduire à sa cimentation. Ainsi, la
pression élevée exercée aux points de contact entre les
particules de quartz d'un sable amène une dissolution locale du quartz,
un sursaturation des fluides ambiants par rapport à la silice et une
précipitation de silice sur les parois des particules cimentant ces
dernières ensemble.

Le nom des sédiments et roches sédimentaires.
La dénomination des sédiments et roches sédimentaires se
fait en deux temps.
D'abord selon la taille des particules (la granulométrie) chez
les terrigènes et les allochimiques. Deux tailles sont importantes

à retenir : 0,062 et 2 mm. La granulométrie n'intervient pas dans
le cas des orthochimiques puisqu'il s'agit de précipités
chimiques et non de particules transportées.






Ensuite, on complète la classification par la composition
minéralogique. La composition des particules des terrigènes se
résume au quartz, feldspath, fragments de roches (morceaux d'anciennes
roches qui ont été dégagés par l'érosion) et
minéraux des argiles (par exemple, les sables des plages de la
Nouvelle-Angleterre sont surtout des sables à particules de quartz avec
un peu de feldspaths). Quant aux allochimiques, ce sont principalement des
calcaires, ce qui est réflété par le suffixe CAL dans le
nom. Les particules des allochimiques sont formées en grande partie par
les coquilles ou morceaux de coquilles des organismes (calcite ou aragonite).
Les sédiments des zones tropicales sont surtout formés de ces
coquilles, comme par exemple les sables blancs des plages du Sud! Chez les
orthochimiques, le nom est essentiellement déterminé selon la
composition chimique.

3- Les roches métamorphiques



Les roches métamorphiques sont issues de la transformation de roches
ignées ou sédimentaires sous l'effet de température et/ou
de pressions élevées. Deux grands types de métamorphisme
produisent la majorité des roches métamorphiques : le
métamorphisme de contact et le métamorphisme régional. Un
troisième type est plus restreint : le métamorphisme de choc.

Le métamorphisme de contact.
Le métamorphisme de contact est celui qui se produit dans la roche
encaissante au contact d'intrusifs. Lorsque le magma encore très chaud
est introduit dans une séquence de roches froides, il y a transfert de
chaleur (les flèches) et cuisson de la roche encaissante aux bordures.







Les minéraux de cette roche sont transformés par la chaleur et on
obtient une roche métamorphique. Ainsi, les calcaires argileux dans
lesquels s'est introduit le magma qui forme aujourd'hui le Mont-Royal, ont

été transformés, tout autour de la masse intrusive, en une
roche dure et cassante qu'on nomme une cornéenne. On appelle cette
bordure transformée, une auréole métamorphique. Sa largeur
sera fonction de la dimension de la masse intrusive, de quelques
millimètres à plusieurs centaines de mètres, allant
même à quelques kilomètres dans le cas des très
grands intrusifs.
Le métamorphisme régional et la foliation
métamorphique.
Le métamorphisme régional est celui qui affecte de grandes
régions. Il est à la fois contrôlé par des
augmentations importantes de pression et de température. C'est le
métamorphisme des racines de chaînes de montagnes. Le
métamorphisme régional produit trois grandes transformations: une
déformation souvent très poussée de la roche, le
développement de minéraux dits métamorphiques et le
développement de la foliation métamorphique. Dans ce dernier cas,
les cristaux ou les particules d'une roche ignée ou sédimentaire
seront applatis, étirés par la pression sous des
températures élevées et viendront s'aligner dans des plans
de foliations; c'est la foliation métamorphique caractéristique
de ce type de métamorphisme.








Le métamorphisme de choc.
Le métamorphisme de choc est celui produit par la chute d'une
météorite à la surface de la planète. Le choc
engendre des températures et des pressions énormément

élevées qui transforment les minéraux de la roche
choquées, des températures et des pressions qui sont bien
au-delà de celles atteintes dans le métamorphisme
régional.

Le nom des roches métamorphiques.
Le gros des roches métamorphiques (en volume) provient du
métamorphisme régional. Selon le degré de
métamorphisme régional, il se développe une suite bien
spécifique de minéraux. Ces minéraux deviennent donc, pour
une roche métamorphique donnée, des indicateurs du degré

de métamorphisme qu'à subit la roche. A partir des assemblages
minéralogiques, on peut établir le niveau des pressions et des
températures à laquelles a été soumise la roche, et
ainsi évaluer sa profondeur d'enfouissement dans les racines d'une
chaîne de montagne. Comme pour les roche ignées et
sédimentaires, on applique un certain nombre de noms aux roches
métamorphiques. Le tableau qui suit présentent les plus courants
en fonction du degré de métamorphisme.