Cours de Géologie Générale Bac 2 Mines 2019

UNIVERSITE DE LUBUMBASHI
FACULTE POLYTECHNIQUE
COURS DE GEOLOGIE GENERALE
Cours destiné aux étudiants de Bac 2 Mines
Par : Prof. Ord. Gabriel MAKABU

KAYEMBE
Année Académique 2018 – 2019

1 Cours de Géologie Générale
INTRODUCTION
1. Définition de la Géologie
Selon Foucault et Raoult (2000), « le mot géologie vient de deux termes grecs Gê
(terre) et logos (discours, logos). Il s’agit d’une science qui étudie les parties de la Terre
directement accessibles à l’observation, et l’élaboration des hypothèses qui permettent de
reconstituer leur histoire et d’expliquer leur agencement ».
Sur le plan fondamental, la géologie traitera de l’origine de la Terre, de sa
structure, de son histoire.
Sur le plan appliqué, elle s’intéressera aux ressources (matières premières) utiles
pour les usines et les travaux d’équipement du territoire (génie civil). L’exploration minière et
la géotechnique se rattachent à ce volet.
2. Insertion du cours
Avec comme prérequis, les notions de physique, chimie, mathématique, géométrie,

le présent cours de géologie apportera des éléments aux cours suivants : minéralogie,
pétrographie, géologie appliquée, exploitation des mines, métallogénie, prospection minière,
métallurgie, préparation des minerais, etc.
3. Finalité du cours
Le présent cours s’adresse aux étudiants désireux de connaître la planète Terre, sa

place dans le Système Solaire, ses origines, son histoire postérieure, ses ressources, son apport
pour l’homme et ses exigences par rapport à sa stabilité, à sa préservation, de manière à la
léguer « pure » aux générations futures.
Spécifiquement, chaque étudiant aura à retenir et à se servir des connaissances se
rapportant aux points clés suivants : l’histoire et la structure interne de la Terre, les matériaux
constitutifs de la Terre en l’occurrence les minéraux et les roches, les processus se déroulant ou
bouleversant la Terre, les gisements métallifères.
Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Cours de Géologie Générale 2
CHAPITRE I. GEOLOGIE : OBJET & METHODES

Dans ce chapitre, on examinera les notions de base de l’étude de la Terre.
I.1. LES SCIENCES GEOLOGIQUES ET LEUR OBJET
La Terre est constituée de corps minéraux et organiques ; ces derniers, cantonnés à

la surface du globe, étant quantitativement peu importants, mais qualitativement
fondamentaux, puisqu’il s’agit de la vie.
Les corps minéraux formant les briques à partir desquelles la Terre est constituée
sont les minéraux. La science qui étudie les minéraux est la minéralogie.
Les cristaux sont des minéraux à l’état cristallin. Ils sont étudiés par la
cristallographie.
C’est la forme initiale des parallélépipèdes qui conditionne la classification en 7
systèmes cristallins (fig. 1):
 Système cubique : cube ;
 Système quadratique : prisme droit à 4 faces latérales rectangulaires

égales, et à 2 bases carrées ;
 Système orthorhombique : prisme droit à 4 faces latérales rectangulaires

égales 2 à 2, et à 2 bases rectangulaires ;
 Système monoclinique (ou clinorhombique) : prisme oblique à 4 faces

latérales parallélogrammatiques égales 2 à 2, et à 2 bases rectangulaires ;
 Système triclinique : prisme oblique à 4 faces latérales et à bases

parallélogrammatiques ;
 Système rhomboédrique : 6 faces losangiques égales ;
 Système hexagonal : prisme droit à 6 faces latérales rectangulaires égales.

Figure 1. - Les 7 systèmes cristallins
Figure 1. Les 7 systèmes cristallins

Les éléments de symétrie sont les axes, les plans et le centre de symétrie.
Dans la recherche des éléments de symétrie, on essaie de trouver tous les
mouvements qui font prendre à l’objet des positions indiscernables.
Parmi les opérations de symétrie, on peut distinguer :
- Les opérations réelles ;
- Les opérations virtuelles (que l’on peut imaginer).
Parmi les opérations réelles on peut avoir :
- La translation caractérisée par un vecteur g ;
- La rotation caractérisée par un axe de symétrie An autour duquel la figure tourne d’un
angle.
W  2
n
Parmi les opérations virtuelles, on peut distinguer :
 La symétrie par rapport à un plan (réflexion) ;

 La symétrie par rapport à un centre (inversion) ;

 Ou une combinaison de plusieurs opérations dont :
 Plan avec glissement : réflexion + translation ;
 Mouvement hélicoïdal : rotation + translation ;
 Plan alterne : rotation et réflexion.

 Figure 2. - Inversion
La réflexion : Se définit par rapport à un plan de symétrie appelé miroir ou plan de

réflexion, qui est noté P (figure 3).
Figure 3. - Réflexion par rapport à un miroir

La rotation est une symétrie par rapport à une droite. On peut faire coïncider une
figure avec elle-même en la faisant tourner autour d’une direction privilégiée, appelée axe de
rotation. Si α représente l’angle de rotation élémentaire permettant de ramener une figure en
360°
coïncidence avec elle-même, l’ordre de l’axe de symétrie a pour expression : 𝑁 = 𝛼
Dans un réseau plan, il ne peut exister que des axes de rotation d’ordre 1, 2, 3, 4 et
6.
Les roches sont étudiées en pétrographie. On ne peut donc pas dire que les roches
sont limitées à l’écorce terrestre. Les roches sont variées et nombreuses (fig. 4 et 5).
La solidification des magmas, la formation des massifs de roches magmatiques
concerne la magmatologie qui est souvent considérée comme une branche de la pétrologie. La
volcanologie s’occupe plus particulièrement du phénomène volcanique : type et distribution
des volcans, relations avec les autres phénomènes.

Les mécanismes qui président à la formation des roches sédimentaires se rattachent

à la géologie sédimentaire.
Figure 4. Contact entre RSF (roche siliceuse feuilletée)-RSC (roche siliceuse cellulaire)
Figure 5. RAT (roche argilo talqueuse) grise
Les formations rocheuses, qu’elles soient sédimentaires ou magmatiques, peuvent

être déformées par les forces qui s’exercent au sein de la Terre et qui président, par exemple, à
la formation des chaînes de montagnes. L’étude de ces déformations, des tenseurs de
contraintes, des morphologies résultantes (failles, diaclases, plis, charriages, chevauchements,
etc.) fait partie de la tectonique.
D’autres domaines se rapportent encore à l’étude de notre globe. La géophysique
regroupe les applications de principes physiques à l’étude du sous – sol. On y trouve ainsi la
gravimétrie, la sismique, la géoélectrique, le magnétisme, etc.

Dispositif WENNER (fig. 6)

AM=MN=NB
Figure 6. Dispositif Wenner

L’équation appliquée est :
V
 2 a
I
Dispositif SCHLUMBERGER (fig. 7)
Figure 7. Dispositif Schlumberger

M-N : distance constante ; A et B bougent.
V L2  l 2
L’équation appliquée est :   2
I 4l
La sismique se base sur la vitesse des ondes élastiques provoquées. Les trajets de
ces ondes sont illustrés à la figure 8.

Figure 8. Différents trajets empruntés par les ondes sismiques

Les courbes temps-distance relatives aux trajets réfractés et réfléchis sont appelées
respectivement dromochronique (hodochrone) et indicatrice
Les vitesses de propagation des ondes sismiques dans un milieu élastique sont liées aux
propriétés physiques de ce milieu (densité, module de Young E et coefficient de Poisson v) :
E (1  ) E
Vp  Vs 
 (1  2 )(1   ) 2  (1   )
La vitesse des ondes surfaciques 0.92Vs
Soit une coupe verticale d'un terrain avec 4 couches successives horizontales
dont les vitesses de propagation sont respectivement V1, V2, V3 et V4 et les
distances critiques C1, C2 et C3.
Pour déterminer l'épaisseur h3 de la 3ème couche par exemple, on part de la

considération qu'à la distance critique C3, les ondes passant par la 3ème couche et par la 4ème
couche atteignent en même temps le géophone.
Connaissant les profondeurs h1 et h2 des deux couches supérieures, on peut tirer

l'épaisseur h3.
On se sert des formules suivantes :

Le tableau 1 présente des ordres de grandeur des vitesses des ondes selon la lithologie
qu’elles traversent.
Tableau 1. Vitesse de propagation des ondes longitudinales dans quelques roches

cohérentes
Roches Vitesse en m/s
Remblais 100-600
Limon sec 300-600
Limon humide 750-1300
Argile 400-1800
Sable sec 200-1500
Sable humide 1000-1900
Gravier sec 500-1200
Gravier sous nappe 1300-2300
Schiste 1870-4500
Grès 2200-3500
Calcaire 3100-3500
Granite 4700-5600
Basalte 5000-5600
Vases 200-600
Marnes et craies 2000-3000
Air 330
Eau douce 1450
Glace (Eau de mer) 3200

La géochimie, comme son nom l’indique, est la chimie de la Terre.

La métallogénie concerne plus particulièrement la géochimie qui se rattache aux
éléments exploitables comme les métaux et s’intéresse ainsi surtout aux gisements (on parle
aussi, dans ce contexte restreint, de gîtologie, qui est descriptive alors que la métallogénie
est interprétative).
I.2. LE TEMPS EN GEOLOGIE
I.2.1. Le temps de la stratigraphie
Les couches sédimentaires se déposent les unes au-dessus des autres dans le bassin
de sédimentation (figure 9). Elles constituent ainsi un empilement de strates séparées par des
joints de stratification. Cette disposition nous donne une première clé chronologique : les
couches les plus anciennes sont les couches les plus profondes (à moins que toute la série n’ait
été retournée par les phénomènes tectoniques, ce que nous verrons plus loin).
Figure 9. Le principe de stratigraphie est

ici illustré schématiquement par la
formation de trois couches successives de
roches sédimentaires : une couche de
sable (1), une couche d’argile (2) et une
couche de calcaires résultant du dépôt de
coquilles d’organismes (3). On voit bien
que la SUCCESSION TEMPORELLE A – B
– C – D est inscrite dans les roches par la
SUCCESSION VERTICALE 1 – 2 – 3.
I.2.2. Le temps des fossiles
De cette manière, on a défini l’échelle des temps fossilifères (figure 10). On trouve
d’abord de grandes subdivisions : les ères. On a l’Ere Primaire ou Paléozoïque, l’Ere
Secondaire ou Mésozoïque et l’Ere Tertiaire ou Cénozoïque, dont le Quaternaire en constitue
la fin. Avant l’Ere Primaire dont le début est marqué par l’explosion très diversifiée de la vie
dans les océans, on trouve le Précambrien, en fait la plus grande partie de l’histoire de la
Terre !!

I.2.3. Le temps de la radioactivité
La radioactivité fournit le temps dont le géologue a besoin. En effet, la loi de

décroissance radioactive [I - 1] est une loi immuable, qui ne dépend pas des conditions physico
– chimiques. Elle nous permet donc, dans des systèmes naturels bien choisis, de déterminer un
âge qui est, par exemple, l’âge de solidification d’un magma.
 t
N  Noe [I - 1]
De cette manière, une échelle chronologique absolue a pu être surimposée à

l’échelle des fossiles.
Figure 10. Echelle des temps géologiques

CHAPITRE II. ORIGINE ET STRUCTURE DE LA TERRE-

TECTONIQUE DES PLAQUES
II.1. La Terre dans l’Univers et le système solaire
La Terre est une planète du système solaire. Le Soleil est une étoile de la galaxie
voie Lactée, proche de celle d’Andromède. La galaxie Voie Lactée constituée de deux bras
spiralés a un diamètre d’environ 70000 année – lumière (1 année – lumière vaut environ
1013km) (fig. 11). Une galaxie comprend une centaine de milliards d’étoiles, et l’Univers
observable compte une centaine de milliards de galaxies. Son diamètre est de l’ordre de
milliards d’année-lumière. L’âge de l’Univers est d’environ 20.106d’années, celui d’une
galaxie 15.106d’années ; pour le Soleil et la Terre, on l’évalue respectivement à 4.7.106 et
4.6.106années.
Figure 11. La galaxie Voie Lactée
Le système solaire comprend le Soleil, 9 planètes (Mercure, Venus, Terre, Mars, Jupiter,
Saturne, Uranus, Neptune, Pluton) qui tournent autour du Soleil dans le sens inverse des
aiguilles d’une montre, 11 satellites et de nombreuses astéroïdes (fig. 12 et 13). Les planètes
externes sont géantes, mais gazeuses.
Le Soleil représente 99.8% de la masse totale du système solaire. Il fait sa rotation
en 25 jours terrestres et sa translation après plusieurs années. Il est constitué de H (70%), He
(29%), autres éléments (1%). La température à sa surface est de l’ordre de 6000°C.
La Terre a une masse de 5,977.1024kg, une densité moyenne de 5.5. Elle fait sa
translation dans 365 jours et 6h, et sa rotation autour du Soleil dans 23h56’, soit environ 24h.

Sa distance au Soleil est estimée à 150000km. Sa forme n’est pas sphérique, mais d’un
géoïde, plus précisément d’un ellipsoïde de révolution légèrement aplati aux pôles, dont les
dimensions sont 12756km (maximum), 12714 km (minimum), donc un rayon moyen de 6370
km. Sa superficie est de l’ordre de 510000000 km2. Les océans et les mers occupent 71% de
sa superficie, et la terre ferme 29%.
Figure 12. Le système solaire
Figure 13. Les planètes du système solaire sur leurs orbites

II.2. Structure physique et chimique du globe
La différenciation du globe va se faire sur la base des propriétés physico –

chimiques de ses éléments constitutifs (fig. 14 et 15 ; tableau 2). Le cœur de la Terre appelé le
noyau recevra essentiellement le fer et le nickel. Au-dessus du noyau se trouve le manteau.
Le manteau est à l’état solide et est constitué de silicates qui se sont mis en place
autour du cœur de fer. Ces silicates sont essentiellement des silicates de fer et de magnésium.
Enfin, au-dessus du manteau, s’individualise l’écorce au cours des phénomènes géologiques,
notamment la tectonique des plaques. L’écorce se forme ainsi plus tardivement que le
manteau. Les silicates qui la constituent sont surtout alcalins et alcalino – terreux.
Figure 14. Structure de la Terre.

La structure interne de la Terre est détaillée à la figure 8.
Figure 15. Constitution de la Terre et des plaques lithosphériques.

Tableau 2. Répartition des éléments dans la croûte terrestre
% % % Oxydes
(masse) (atomes) (volume) Clarke Goldsmidt
O 46,71 61 92 SiO2 59,07 59,12
Si 27,69 20,6 0,8 Al2O3 15,22 15,82
Al 8,07 6,05 0,8 Fe2O3 3,1

6,99
Fe 5,05 1,87 0,7 FeO 3,71
Ca 3,65 1,9 1,5 CaO 5,1 3,07
Na 2,75 2,5 1,6 Na2O 3,75 2,05
K 2,58 1,36 2,1 K2O 3,11 3,93
Mg 2,08 1,8 0,6 MgO 3,45 3,30
Ti 0,62 0,27 TiO2 1,03 0,79
H 0,14 2,92 H2O 1,30 3,02
Total 99,34 100,17 100,1 98,8 98,09
Composition de la croûte
Elle représente 1,5% volume de la terre. On distingue :
 la croûte continentale, épaisse en moyenne de 35km ;
 la croûte océanique, très mince (8km).
La croûte continentale est riche en SiO2 alors que la teneur en silice de la croûte
océanique est plus faible. Les deux croûtes sont riches en Al2O3 ; ce qui, du point de vie
chimique, permettrait de les rassembler sous le vocable de SIAL.
Les types lithologiques essentiels de la croûte sont :
 Le granite, le granodiorite, la diorite et leurs équivalents métamorphiques (gneiss)

constituent 45% de la croûte et l’essentiel des continents ;

 Le basalte, le gabbro et leurs équivalents métamorphiques (amphibolites, éclogites)

constituent 43% de la croûte, et forment le plancher océanique ;
 Les roches sédimentaires et leurs équivalents métamorphiques (schistes, marbres,

etc.) constituent le reste, soit 12%, et se répartissent aussi bien dans les océans que
sur les continents.
Composition du manteau
Le manteau représente 82,5% en volume de la terre. Son épaisseur est de 2865km, on

distingue :
 le manteau supérieur jusqu’à 670km ;
 le manteau inférieur de 670 à 2900km.
Le manteau est séparé de la croûte par une discontinuité dite « Mohorovicic », mise en
évidence par l’accélération des vitesses des ondes sismiques lors de leur passage
croûte/manteau. Elle correspond à un changement de composition des matériaux entre croûte
et manteau. Comme la croûte, le manteau est constitué des roches solides ; il est relativement
peu riche en silice, mais très riche en magnésium.
Composition du noyau
Représente 16% du globe terrestre. Il est séparé du manteau par une discontinuité dite
de Gutenberg. Cette discontinuité se manifeste par un ralentissement des vitesses des ondes
sismiques traduisant un changement de composition par rapport au manteau. Contrairement
au manteau et à la croûte, le noyau n’est pas silicaté ou est très peu silicaté. On distingue :
 le noyau externe, jusqu’à 5150km. Il a un comportement liquide, et est

composé principalement de fer, sulfures et un peu de silicium ;
 le noyau interne ou graine. Il a un comportement solide (alliage Ni-Fe).
 Connaissant les densités moyennes de la croûte (2,7 à 2,9) et du manteau

(3,3), ainsi que leurs épaisseurs respectives, il est possible de calculer la
densité du noyau. Aucun échantillon du noyau terrestre n’a pu être observé ;
cependant, les fortes densités calculées (10 à 13) et la présence du champ
magnétique terrestre laissent supposer qu’il est constitué essentiellement
d’un alliage de fer et de nickel, avec peu d’éléments légers, soit 82% Fe, 5%
Ni, 7% Si, 2% S et 4% O.

II.3. LA TECTONIQUE DES PLAQUES
II.3.1. INTRODUCTION – PRINCIPES DE BASE
En 1910, Wegener, météorologue allemand, construit une théorie globale

expliquant les grands traits géologiques de la planète sur la base du déplacement relatif des
continents. Il se heurte d’une part à l’hostilité des géologues qui ne retrouvent pas dans cette
théorie les faits de terrain, d’autre part aux géophysiciens pour lesquels il y avait trop
d’impossibilité par rapport aux idées admises. Enfin, il n’y avait que trop peu de contact entre
les différentes disciplines pour saisir le caractère global de l’idée de Wegener.
Dans les années 60, de nouvelles données géophysiques essentiellement issues de
l’océan réactualisent cette théorie globale, sans pour cela encore convaincre les géologues.
Mai le mouvement est lancé, irréversible. Petit à petit, tous les faits de la géologie se trouvent
expliqués par la tectonique des plaques. On se base sur les principes suivants :
1) La surface du globe est composée d’une série de plaques rigides d’une
centaine de mètres d’épaisseur qui se déplacent horizontalement.
2) Les plaques sont formées d’une partie océanique seule ou d’une partie
océanique et continentale.
3) Les plaques naissent au niveau des dorsales océaniques, s’en écartent
sans se déformer et sont détruites au niveau des zones de subduction. La
partie océanique s’enfonce sous la surface, la partie continentale se
déforme en formant des chaînes de montagne.
4) Les frontières des plaques sont de trois types : les dorsales océaniques, les
zones de subduction, les failles transformantes.
5) Les plaques sont rigides et indéformables sauf aux frontières de
subduction quand intervient une partie continentale. Elles se déplacent à
la surface de la Terre suivant les lois géométriques de la cinématique à la
surface d’un corps sphérique.
II.3.2. LES PREUVES DE LA DÉRIVE DES CONTINENTS
Des continents maintenant géographiquement éloignés peuvent présenter de

grandes analogies dans la distribution des provinces métallifères. Analogie par exemple entre

les provinces métallifères d’Afrique Occidentale et d’Amérique du Sud fragmentées par

l’ouverture de l’Atlantique (en relation avec les boucliers précambriens) (fig. 16).
Figure 16. D’après A Concise world Atlas of Geology and Mineral Deposits,
DUNCAN R. DERRY, 1980
II.3.2.1. LE GONDWANA
a. La ressemblance des côtes entre l’Afrique et l’Amérique latine
Elle a toujours frappé les imaginations. L’argument est plus fort lorsque l’assemblage se fait
par ordinateur en prenant comme limite l’isobathe de 2.000 m (mi – hauteur du talus
continental, figure 17).
Par le Professeur
Figure 17. Assemblage Ordinaire
de l’Amérique du sud etGabriel MAKABU
de l’Afrique K. ordinateur.
effectué par
L’isobathe des 2.000 mètres (à mi – hauteur du talus continental) limite les blocs
continentaux.
b. La série gondwanienne
Au Carbonifère et au Permien, les glaciations ont laissé des traces sous forme de
tillites. Or, ces tillites se trouvent dans les séries géologiques de l’Amérique du Sud, de
l’Afrique du Sud, de l’Antarctique, de l’Inde, de l’Australie et de la Tasmanie. Cela indique
que ces terres devaient être réunies vers le Carbonifère et le Permien et se trouver au pôle.
Mais cela va plus loin que les simples tillites. On retrouve aussi des fossiles pareils sur toutes
ces terres actuellement déplacées, comme des plantes du genre Glossopteris et Gangamopteris
(figure 18). Elles se situent souvent dans des couches de charbon.
Figure 18. Une flore gondwanienne typique : fougères fossiles (Glossopteris

communis et Gangamopteris cycloptéroides). Elles ont été retrouvées dans le centre
de l’Antarctique par W. Long (Quinif, 2001).
c. Les cratons
Dans les continents, comme en Afrique et en Amérique du Sud, on trouve de très

vieux morceaux de croûte continentale, vieux de 2 à 3 milliards d’années que l’on appelle
cratons. Ils sont restés stables depuis leur formation. Ils sont formés de granites et de gneiss.
Ce sont en fait d’anciennes portions de la croûte terrestre qui résultent de mouvement
tectoniques. L’érosion qui a suivi la formation de ces chaînes de montagnes anciennes a
permis aux noyaux d’affleurer. Ces noyaux cratoniques sont devenus très rigides, peu
déformables. Ils sont entourés de ceintures de roches déformées plus jeunes, de l’ordre de 600
millions d’années. On les appelle les ceintures orogéniques. Elles représentent les témoins
d’une formation de chaînes montagneuses du début de l’Ere Primaire. Elles contiennent des
enclaves de blocs cratoniques, résultant des déformations qui se sont passées lorsque ces
morceaux de croûtes jeunes se sont agglomérés autour des cratons. En regroupant Afrique et
Amérique du Sud, on ne peut que constater qu’il y a concordance entre les cratons (figure 19).

Figure 19. L’assemblage de l’Afrique et de l’Amérique du Sud tel que les

continents devaient se trouver avant l’ouverture de l’Atlantique est en accord avec la
reconstitution des grands traits géologiques. En sombre sont représentés les anciens blocs
continentaux, stables, non déformables appelés cratons. Ils ont plus de 2 milliards
d’années. En gris, nous avons des ceintures plus récentes de roches déformées d’âges
compris généralement entre 450 et 650 millions d’années. Les points noirs sont les lieux de
prélèvements de roches ayant été datées à plus de 2 milliards d’années, les points blancs les sites de
prélèvements de roches plus récentes.
d. Les anciennes chaînes de montagnes
Ces anciennes chaînes appartenant à l’Antarctique, l’Inde, Madagascar et

l’Afrique s’emboîtent à nouveau de façon étonnante quand on rapproche des terres. Dans cette
partie du Gondwana reconstitué avant sa dislocation (c’est à nouveau l’isobathe des 2.000
mètres qui a été utilisé comme limite), on retrouve la continuité des géosynclinaux, c’est – à
– dire des fosses à partir desquelles se formeront les chaînes de montagnes, de bassins
sédimentaires comme le bassin permien. Il faut aussi noter que les roches provenant de dépôts
glaciaires (les tillites), les gisements de minerais et les fossiles fournissent également des
arguments supplémentaires en faveur de cette reconstitution.
Tous ces éléments prouvent que, durant le Carbonifère et le Permien, existait un
grand continent austral que l’on appelé Gondwana. Ce continent a commencé à se disloquer
au Trias : chaque terre a suivi alors son évolution propre. Par exemple, les séries géologiques
qui suivent la série gondwanienne sont tout – à – fait différentes suivant que l’on se trouve en
Afrique, en Amérique, en Inde, etc.

Ces notions ont une conséquence forte importante sur la recherche des gîtes
minéraux. En effet, si on découvre des gisements de telle ou telle caractéristique, de tel ou tel
élément sur une région qui appartenait autrefois au Gondwana, on peut se dire que des
gisements de même type existent peut – être sur les autres terres du Gondwana, maintenant
séparées par des milliers de kilomètres.
II.3.2.2. Le paléomagnétisme
Lorsqu’un magma se solidifie ou qu’une roche se forme par précipitation à partir

d’une solution, ou encore que de très fines particules tombent au fond de l’eau, les oxydes de
fer s’orientent suivant le champ magnétique du moment. Tant que la température ne dépasse
pas le point de Curie, les roches conservent cette aimantation qui renseigne ainsi sur le champ
magnétique terrestre de cette époque.
Les pôle magnétiques de la Terre ne sont pas stables au cours du temps et sont
affectés de deux types de mouvements. D’une part, ils peuvent brutalement s’inverser, d’autre
part ils se déplacent autour d’une position centrale. Ces mouvements doivent donc être
enregistrés dans les roches.
II.3.3. CONSTITUTION ET MOUVEMENT DES PLAQUES
II.3.3.1. Introduction
Les preuves examinées ci – dessus nous amènent donc à entrevoir un vaste

concept : les terres, émergées et immergées, se déplacent horizontalement sur de longues
distances. L’origine géométrique de ces déplacements se situe au niveau des dorsales, comme
le rift médio – atlantique.
Les différentes structures géologiques à grande échelle suggèrent que les
déplacements affectent de grands morceaux d’écorce terrestre qui se frottent et s’affrontent.
Les chaînes de montagne sont surtout caractérisées par des formes de compression (plis,
charriages) qui pourraient résulter de l’affrontement de ces morceaux d’écorce. On appelle ces
derniers les plaques. Comment naissent – elles, comment meurent – elles, comment évoluent
– elles ? Il nous faut examiner tous les phénomènes qui pourraient être la conséquence du
mouvement de ces plaques : séismes, volcanisme, tectonique, etc.
II.3.3.2. La distribution des séismes
Nous avons déjà vu que l’étude des séismes, la séismologie, a permis de

connaître la structure interne de la Terre. Ici encore, cette discipline va éclairer la tectonique

des plaques. Les épicentres des séismes (c’est – à – dire la projection normale en surface du
foyer) dessinent à la surface de la Terre des zones étroites bien délimitées.
La première zone comprend les dorsales médio – océaniques. Ces
tremblements de terre sont superficiels (moins de 70 Km de profondeur) et résultent de
mécanismes d’extension. Ils sont associés à un flux thermique important et un intense
volcanisme basaltique.
La deuxième zone se situe sur des failles de coulissement horizontal. Ces
failles se situent loin d’un volcanisme. Les séismes y sont aussi superficiels. Ces régions
peuvent se trouver sur les continents, comme la faille de San Andreas en Californie. Les
séismes résultent de glissements.
La troisième zone est liée aux fosses océaniques. Ces fosses bordent les arcs
insulaires comme le Japon, l’Indonésie, les Antilles et certaines bordures continentales
comme la cordillère des Andes. Les tremblements de terre se situent dans une large gamme de
profondeurs, depuis les séismes superficiels (quelques dizaines de Km) jusqu’à des séismes
très profonds (300 à 700 Km). Ces séismes sont essentiellement dus à des forces de
compression. La distribution des foyers dessine une zone plongeante depuis la fosse
océanique sous l’arc insulaire ou chaîne de montagne : c’est le plan de Bénioff. Des volcans
actifs, surtout explosifs, jalonnent ces régions.
La quatrième zone de séismes est continentale et très large. Les séismes sont
superficiels et associés à la surrection des grandes chaînes de montagne du cycle alpin. C’est,
par exemple, la zone qui va des Alpes jusqu’à l’Himalaya. Là aussi les séismes résultent de
mécanismes en compression.
II.3.3.3. Les grandes plaques et leur mouvement
Puisque les séismes résultent de la brutale libération de contraintes accumulées

dans les roches par des forces mécaniques, il est naturel de penser que les zones séismiques
délimitent les frontières de plaques.
a. Les dorsales
C’est là que les plaques prennent naissance par la montée d’un magma basaltique.
C’est le départ de l’expansion des fonds océaniques. Les fonds océaniques s’écartent
symétriquement de la dorsale comme un tapis roulant (figure 20).

Figure 20. Coupe schématique de l’axe d’une dorsale. A partir d’une chambre
magmatique, de l’axe de la dorsale.
b. Les failles transformantes
Les plaques peuvent coulisser le long de ces failles. Les dorsales océaniques sont
divisées en tronçons qui sont décalés par les failles transformantes.
c. Les zones de subduction
Puisque le diamètre de la Terre ne varie pas sensiblement, la matière créée au

niveau des rifts doit s’engloutir ailleurs. Les zones de subduction sont les endroits où la
lithosphère océanique s’enfonce dans l’asthénosphère sous– jacente (figure 21).
Figure 21. Structure d’une plaque lithosphérique entre la dorsale et la zone de subduction.
En 1, l’asthénosphère partiellement fondu donne naissance à une dorsale. En 2, du
matériel remonte également par la formation d’une mer arrière – arc par fusion partielle du
manteau. Ce matériel provient partiellement de la fusion partielle de la plaque ploque
plongeante (3, 4) et alimentent la chaîne volcanique
Lorsque la plaque océanique entre en subduction sous une plaque continentale

immobile (voir plus loin, paragraphe points chauds), un arc insulaire se forme, séparé du
continent par un bassin marginal en extension. Si la plaque continentale « vient à la rencontre
de la plaque océanique », c’est une chaîne de montagne de type Andes qui se forme.
Les continents, rappelons – le, sont entraînés dans le mouvement des plaques
lithosphériques. Dans le phénomène de la subduction, il peut arriver qu’un continent
parvienne à la zone de subduction. Trop légère, la croûte continentale ne peut s’enfoncer
comme une croûte océanique. Il y a collision. Ainsi, l’Inde, en dérivant vers le nord, est
arrivée au contact de l’Asie. L’Himalaya naquit de cette collision. Les frontières des plaques
sont, dans ce cas, beaucoup plus diffuses que ne prévoit la tectonique des plaques sensu
stricto. Le mouvement se propage loin au-delà de l’ancienne zone de subduction. D’énormes
panneaux d’écorce se chevauchent (nappes de charriage, voir le chapitre de la tectonique).
Ces nappes de charriage concernent des roches sédimentaires provenant des bassins, mais
aussi des morceaux de l’ancienne croûte océanique (les « ophiolites », voir chapitre
pétrographie). En fait, nous avons là tous les éléments caractéristiques des chaînes de
montagnes alpines (figure 22).
Figure 22. Collision entre deux

continents. Elle se produit lorsque
toute la croûte océanique ayant été
absorbée dans une zone de
d. L’évolution des océans
subduction, les deux croûtes
continentales arrivent en contact.
Les masses continentales
s’imbriquent, se chevauchent et se
déforment : une chaîne de
montagnes se forme. Les morceaux
de croûte océanique pris dans le

Il existe, suivant la tectonique des plaques, deux types d’océans. Le premier est dit
de type Atlantique caractérisé par une dorsale centrale et deux masses continentales qui
s’éloignent l’une de l’autre par rapport à la dorsale. Le second est dit de type Pacifique. Non
seulement il est caractérisé par une ou plusieurs dorsales, mais surtout il est délimité partout
par des zones de subduction. D’une manière générale, les plaques qui le constituent sont
océaniques et non continentales.
Les océans de type Atlantique commencent leur évolution par l’ouverture d’une
masse continentale (c’est la rupture du Gondwana en ce qui concerne notre actuel Atlantique)
suivant des rifts d’abord continentaux qui deviennent ensuite de type océanique. Au fur et à
mesure que l’océan vieillit, donc que l’on s’éloigne de la dorsale, le plancher s’enfonce, car la
plaque en se refroidissant, devient plus dense.
Une coupe transversale de l’océan Atlantique montre donc des profondeurs
croissantes au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la dorsale (fig. 23). Cette lithosphère
épaisse, dense, alourdie par une masse énorme de sédiments qui proviennent des continents
bordiers se trouvera bientôt en déséquilibre gravitationnel au-dessus de l’asthénosphère. A ce
moment, nous assisterons à la formation de nouvelles zones de subduction à la transition entre
l’océan et le continent. Les marges passives deviennent des marges actives.
Figure 23. Coupe transversale de l’Atlantique montrant l’enfoncement de la lithosphère.
II.3.4. LES RELATIONS CROÛTE – MANTEAU.
II.3.4.1. Les cellules de convection mantélique
Le mouvement des plaques lithosphériques nécessite un recyclage de la matière

dans le manteau. Quels peuvent être les mouvements de matière dans le manteau ? Il est bien
évident que la matière disparue dans les zones de subduction est compensée par l’apport de
matière dans les zones de dorsales. De plus, la géochimie isotopique confirme que le brassage,
au moins dans le manteau supérieur, est intense : il y a une grande homogénéité de matière,
par exemple, entre les laves émises par toutes les dorsales.

Une matière dont les caractéristiques physiques sont celles du manteau (possibilité
de se déplacer lentement en structures fluidales), chauffée dans ce cas grâce à la
désintégration des isotopes radioactifs, se structure en cellules de convection (cellules de
Bénard). Les courants chauds montent, les courants froids descendent, délimitant les cellules
de convection.
II.3.4.2. Les points chauds et leurs conséquences
Ces remontées de matière chaude dans le manteau sont appelées des panaches
(« plumes » en anglais) et leur intersection avec la surface terrestre des points chauds (« hot
spots ») (figure 24).
Hawaï est un de ces points chauds, Yellowstone un autre en domaine continental.
Les plaques se déplacent sur ces points chauds qui ont l’air immobile. Ils laissent ainsi une
traînée de traces sur la plaque en mouvement, comme par exemple la suite des Îles
volcaniques à l’ouest d’Hawaï.
Enfin, les points chauds jouent un rôle important dans la fragmentation des
continents. Quand un continent reste fixe au-dessus de l’asthénosphère, les panaches
engendrent des points chauds qui, manifestant leur activité toujours au même endroit,
engendre un intense volcanisme, un bombement en dôme et, finalement, une fragmentation de
la croûte continentale. C’est ce qui s’est passé dans le Gondwana il y a 120 millions d’années.
On constate ce fait en recensant un grand nombre de points chauds actifs en Afrique.
Figure 24. Un point chaud est le contact entre un panache et la surface de la Terre. Il
résulte d’une remontée de matériaux des profondeurs du manteau (1 : île volcanique
résultant de la remontée de magma, 2 : panache). La composition des laves émises aux
points chauds diffère de celles émises aux frontières de plaques (sur une dorsale par
exemple, en 4, voir chapitre suivant). Les panaches n’ont pas nécessairement de rapport
avec le mouvement des plaques qui passent au-dessus d’eux en laissant des traînées de
volcans (3). 5 : océan, 6 : croûte océanique, 7 : lithosphère océanique, 8 : asthénosphère.

CHAPITRE III. LES MATERIAUX DE L’ECORCE TERRESTRE
III.1. INTRODUCTION
L’écorce est constituée des minéraux et des roches. Celles-ci sont le résultat
de l’assemblage des minéraux. La science qui les étudie sur le plan descriptif s’appelle la
pétrographie. Leur formation est cyclique.
III.2. LES MINERAUX
III.2.1. Les éléments : les familles et leur distribution
Les minéraux les plus fréquents sont les aluminosilicates de Fe , Ca , Na , K et

les oxydes de Mg et de Fe .
En fonction de leurs propriétés chimiques, les éléments se répartissent en 4
grandes familles.
1. La famille sidérophile comprend les éléments se trouvant à l’état
métallique : Les éléments fortement sidérophiles comprennent les métaux
nobles ( Au , Pt , Pd , Os , Ir , Ru , Rh ) et les éléments à tendance

sidérophile : Fe , Mn , Co , Ni , Mo , Tc , Ag , Cd , In , Sn , Sb
, W , Re , Hg , Pb
2. La famille chalcophile groupe les éléments se trouvant surtout à l’état de
sulfures. On y trouve surtout Cu et Ag , ainsi que V , Cr, Mn , Fe ,

Co , Ni , Mo , Tc , Ru , Rh , Pd , Cd , In , Sb , Te , I , W ,
Re , Os , Ir , Pt , Au , Hg , Pb , Bi .
3. La famille hydrophile comprend les éléments ayant une forte affinité avec
les fluides hydratés : Li , Be , Cl , Nb , Mo , Sn , Au .
III.2.2. Les grandes familles minéralogiques
A la surface de la Terre, certains minéraux sont importants, surtout parce qu’ils

ont un rapport avec la vie. On y compte notamment les carbonates et les phosphates. Certains
plus abondants forment l’ossature de la Terre (croute et manteau) et ils ont beaucoup
d’application industrielle ; ce sont les silicates. D’autres minéraux sont des témoins de
certains phénomènes géologiques particuliers : les halogénures et les sulfates (ainsi que les
carbonates déjà cités). Enfin, un très grand nombre de minéraux sont peu abondants mais

jouent un rôle important pour l’homme car ils représentent la source d’éléments
indispensables : les minéraux comme les oxydes, sulfures, sulfates et carbonates de métaux.
Ce sont les minerais.
Les minéraux sont identifiés grâce à leurs propriétés physiques, chimiques et
optiques dont : la couleur, la duret, l’éclat, la cassure, la densité, le clivage, la radioactivité, la
luminescence, le magnétisme, la réaction aux acides, aux bases, à la chaleur, l’isotropie ou
l’anisotropie, etc.
Nous présentons les 9 classes dans lesquelles ils se répartissent.
1. Éléments natifs
On les divise en trois sous-classes:
 Les métaux : Argent Ag cubique, Cuivre Cu cubique, Or Au cubique, Platine Pt

cubique, Plomb Pb cubique
 Les métalloïdes : Arsenic As trigonal à réseau rhomboédrique, Antimoine Sb
rhomboédrique, Bismuth (Bi)
 Les non-métaux : Diamant C cubique, Graphite C hexagonal, Soufre S
orthorhombique
2. Sulfures – sulfosels
Ce groupe comporte plus de 300 minéraux qui se forment lorsque des atomes de
soufre se combinent avec d'autres éléments, surtout des métaux.
Sulfures : Acanthite Ag2S monoclinique, Argentite Ag2S cubique, Bornite (Érubescite)

Sulfosels : Bournonite (2PbS. Cu2S. Sb2S3) orthorhombique, Énargite Cu3AsS4
orthorhombique,
3. Oxydes et Hydroxydes
 Les oxydes : Anatase TiO2 quadratique, Cuprite Cu2OLes Hydroxydes : Gibbsite

Al(OH)3 monoclinique, Goethite HFeO2 orthorhombique.
4. Halogénures ou Haloïdes
Fluorine CaF2 cubique, Halite NaCl cubique

5. Carbonates, Nitrates
 Carbonates : Azurite Cu3(CO3)2 (OH)2 monoclinique, Calcite CaCO3 trigonal à réseau

rhomboédrique, Cérusite PbCO3 orthorhombique, Dolomite MgCa(CO3)2 trigonal à
réseau rhomboédrique, Malachite Cu2CO3 (OH2) monoclinique,
 Les nitrates : le groupement anionique est l'ion nitrate [NO3]-. Exemple : la Nitratine
(NaNO3).
6. Sulfates, Chromates, Molybdates, Tungstates
 Sulfates : Anglésite PbSO4 orthorhombique, Gypse CaSO4·2H2O monoclinique,
 Chromates : Crocoïte PbCrO4 monoclinique.
 Molybdates : Powellite CaMoO4 quadratique,
 Tungstates : Wolframite (Mn, Fe)WO4 monoclinique, Scheelite CaWO4 monoclinique
7. Phosphates, Arséniates, Vanadates, Antimonates
 Phosphates : Apatite Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) hexagonal, Xénotime YPO4

orthorhombique.
 Antimonates : Shakhovite Hg4SbO3(OH)3 monoclinique.
 Arséniates : Adamite Zn2 (OH | AsO4) orthorhombique,
 Vanadates, Vanadinite Pb5[Cl | (VO4)3] hexagonal
 8. Silicates
C’est le plus important des groupes ; il compte plus de 500 membres qui sont issus des
combinaisons de multiples atomes avec une structure de base silicatée (silice et oxygène) dans
des rapports atomiques 1 : 4 ou 2 : 7.
9. Minéraux organiques
Dans cette catégorie, nous trouvons : Ambre, Copal, Urée

Nous décrirons en détails ici les silicates pour mieux aborder la pétrographie.
1. Classification des silicates
Selon le mode de groupement des tétraèdres, on a les classes suivantes (elles seront
étudiées avec plus de détails par la suite) (fig. 25 et 26).
Groupements SiO4 isolés (figure 25 a et 26/1) : Nésosilicates ;
Groupements SiO4 mettant en commun 1 oxygène (figure 25b) :
Sorosilicates (peu de minéraux : la mélilite);
Groupements SiO4 mettant en commun 2 oxygènes (figure 25 d) et sous
forme d’anneaux: Cyclosilicates (fig. 26/4);
Groupements SiO4 mettant en commun 2 oxygènes (figure 25 c, d, e) et
sous- forme de chaîne simple ou double: Inosilicates ;
Groupements SiO4 mettant en commun 3 oxygènes et formant des feuillets
plans : Phyllosilicates ;
Groupements SiO4 mettant en commun tous les atomes d’oxygène et
formant une charpente tridimensionnelle : Tectosilicates

Figure 26. Famille de silicates1. Tétraèdres isolés : nésosilicates 2.

Tétraèdres en chaîne : inosilicates 3. Tétraèdres en ruban : inosilicates 4.
Tétraèdres en hexagone : cyclosilicates 5. Tétraèdres en réseau plan : plyllosilicates
2. Les silicates à tétraèdres SiO4, isolés ou Nésosilicates
1) Les olivines.
Chimisme : Le cation intervenant dans la structure des olivines est divalent, d’où
une formule générale du type A2 (SiO4) avec A=Mg ou Fe
Mg2(SiO4) ou 2MgOSiO2 (Forstérite)
Fe2(SiO4) ou 2 FeOSiO2 (Fayalite)
2) Les silicates d’alumine.
a) Chimisme. Structure.
Les silicates d’alumine constitués de tétraèdres indépendants SiO4 sont
caractérisés par un rapport O/Si > 4. Ces tétraèdres sont coordinés à un cation autre que Si
(A1 par exemple) pour donner des silicates d’alumine de formule (SiO4) OA12 ou A12O3SiO2
que l’on rencontre dans la nature sous trois espèces minéralogiques différentes : andalousite,
sillimanite, disthène ou kyanite (fig. 27).

Figure 27. Diagramme d’équilibre des silicates d’alumine
3. Les sorosilicates
Deux tétraèdres s’associent par leurs sommets formant une structure de
composition Si2O7. Les minéraux sont rares si ce n’est la mélilite retrouvée dans les laves
volcaniques.
Tableau 3. Les sorosilicates
Groupe de l'hémimorphite
Sys
Minéral Formule De Du Minéral Form S De Du
t
Zn4(Si2O7)(OH)2 4.5 CaFe2(Si2O7)( 3.8- 5.5
Hémimorphite O 3.4 Ilvaïte O
.H2O OH) 4.1
CaAl2(Si2O7)(O
Lawsonite O 3.1 8
H)2.H2O
Groupe de l'épidote
Ca2(Al,Fe,Mn)Al2O
Piémontite O 3.4 6 Zoïsite Ca2Al3O(Si2O11)(OH) O 3.4 6.5
(Si3O11)(OH)
Ca2(Al,Fe)Al2O(Si3 6.5 Clinozoïsit
Epidote O 3.4 Ca2Al3O(Si3O11)(OH) M 3.3 6.5
O11)(OH) e
4. Les silicates à tétraèdres en anneaux ou cyclosilicates.
Dans ce groupe de formule générale A(SiO3), on trouve le béryl et les

tourmalines.

Tableau 4. Les cyclosilicates

Cyclosilicates, [Si3O9], [Si4O12], [Si6O18]
Bénitoïde BaTiSi3O9 H 3.7 6.5 Béryl Be3Al2OSi6O18 H 2.7 7.5-8
Tourmaline (Ca,Na)2(Al,Fe,Li,Mg)3Al6(BO3)3Si6O18)(OH)4 R 3-3.2 7
Mg2Al3(AlSi5
Cordiérite O 2.6 7-7.5 Dioptase Cu6(Si6O18).6H2O R 3.3 5
O18)
Chrysocolle CuSiO3.nH2O 2-2.4 2-4
a) Chimisme
Le béryl : Be3 Al2 (Si6 O18).
Les Fe2+ - Fe3+ peuvent également se substituer à Al (variétés émeraude et aigue
marine).
Les tourmalines :
Na X3 Al6 (Si6 O18 )(B3O9) (OH)4, avec X = Fe- Mg - Li.
Il existe une solution solide complète entre les variétés Fe - Mg.
Li peut également se substituer à Fe-Mg étant donné les valeurs des rayons
ioniques ; mais le potentiel ionique étant environ deux fois plus petit, les conditions de
cristallisation des tourmalines Fe, Mg et Li sont différentes.
5. Les silicates à tétraèdres SiO en chaine. (inosilicates)
Les édifices en chaînes peuvent être de deux types. Dans les édifices en chaîne
simple les tétraèdres SiO4 mettent en commun deux atomes d’oxygène pour donner la
formule générale A (SiO3), les chaînes des tétraèdres étant unies grâce aux cations
métalliques. C’est le groupe des pyroxènes. Dans les édifices en chaînes doubles les tétraèdres
SiO4 mettent en commun alternativement 2 et 3 O-, d’où la formule générale A (Si4 O11 ).
C’est le groupe des amphiboles.

Tableau 5. Les Pyroxènes

Orthopyroxènes
Syst. Dens.
Dur
Enstatite, Mg2(Si2O6) O 3.1-3.5

5-6
Hyperstène, (Mg,Fe)2 (Si2O6) O 3.3-3.6

5-6
Clinopyroxènes
Diopside CaMg (Si2O6) M 3,3

6
Hédenbergite CaFe ( Si2O6) M 3.6

6
Augite Ca(Fe,Mg,Al) [(Si,Al)2O6] M 3.3-3.5

5.5
Pyroxènes alcalins
Spodumène, LiAl(Si2O6) M 3.0-3.2

7
Jadéite NaAl (Si2O6) M 3.2

6.5
Aegyrine NaFe (Si2O6) M 3.6

6
Pyroxénoïdes

Wollastonite Ca3(Si3O9) T 2.9

5
Pectolite Ca2NaH (Si3O9) T 2.8

5
Rhodonitem Mn3(Si3O9) T 3.6-3.7

6
Tableau 6. Les Amphiboles
Série de l'antophyllite Syst.

Dens. Dur
Anthophyllite (Fe,Mg)7(Si4O4O11)2(OH)2 O
3.1-3.5 6
Gedrite (Fe,Mg,Al)7[(Si,Al)4O11] 2(OH)2 O

3.2-3.5 6
Série trémolite-actinote
Trémolite Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2 M
2.9-3.2 5-6
Actinote Ca2(Mg,Fe)5(Si4O11)2(OH)2 M
3.1-3.4 5-6
Série de la hornblende
Hornblende NaCa2(Mg,Fe,Al)5[(Si,Al)4O11] 2OH)2 M

3.0-3.5 5-6
Riébeckite Na2(Fe",Fe"')5(Si4O11)2(OH)2 M
3.4-3.8 5
Glaucophane Na2Mg3Al2(Si4O11)2(OH)2 M

3.1 6
6. Les silicates à SiO4 en feuillets (phyllosilicates)
Principales espèces minérales, généralités
a) Chimisme.
La formule globale résultant de la structure en feuillet est du type A(Si2O5) dans
laquelle le Si peut éventuellement être remplacé par Al.
 Les micas (Aluminosilicates hydroxydés d’alumine)
Muscovite : aluminosilicate hydroxylé de K et Al dont la formule peut être
déduite de la structure suivante :
𝐴(𝑆𝑖4 𝑂10 )4 → (𝑆𝑖3 𝐴𝑙 𝑂10 )5 → (𝐾𝐴𝑙2 )7+ (𝑆𝑖3 𝐴𝑙𝑂10 )5− (𝑂𝐻)2−
2
𝐾𝐴𝑙2 (𝑂𝐻)2 (𝑆𝑖3 𝐴𝑙 𝑂10 ) 𝑜𝑢 (𝐾2 𝐴𝑙4 )(𝑆𝑖6 𝐴𝑙2 𝑂20 )(𝑂𝐻)4
Biotite : aluminosilicate hydroxylé de K, Al et ferromagnésien.

𝐾2 (𝑀𝑔, 𝐹𝑒)6 ((𝐴𝑙, 𝐹𝑒 3+ )2 𝑆𝑖6 𝑂20 )(𝑂𝐻, 𝐹)4
Fe3+ 𝐹𝑒 3+ peut être remplacé par Ti, Mn, etc.
La phlogopite est une variété magnésienne de la biotite. Il existe également des
variétés lithiques (Li remplaçant le Fe ou Mg).
 Le talc : silicate hydroxylé de Mg sans alumine.
Mg3(OH)2(Si4O10)
 Les chlorites : silicates hydroxylés exclusivement de ferromagnésien avec ou
sans alumine.
b) Classification.
La classification est basée sur :
 Le nombre de couche dans les feuillets (Te-O, Te-O-Te, Te-O-Te-
O) ;
 La nature de couche tétraédrique Te (Si ou Si-Al) ;
 La nature de la couche octaédrique O (Al-Fe/Mg) ;
 La nature de la couche interfoliaire.

 Les minéraux argileux.
Les minéraux argileux sont des phyllosilicates de nature submicroscopique, dont

la taille des cristaux (visibles uniquement au microscope électronique) nécessite une
identification par des procédés physiques indirectes comme la diffraction X. Leur intérêt
réside dans les propriétés qui peuvent être mises à profit dans divers types d’applications :
 Imperméabilité et donc protection ou écran contre la disposition des pollutions (par
exemple : stockage des déchets radioactifs dans l’argile à Mol) ;
 Absorbant vis à vis d’un certain nombre de produits organiques, graisse... ;
 Propriétés thixotropiques (variation de la viscosité avec l’agitation, application aux
boues de forages) ;
 Fabrication des produit cuits, silicates industriels (céramiques, porcelaines,.....) ;
 Plasticité et utilisé comme moules (fonderie) ;
 Capacité d’échange d’ions (Ca2+ - Na+) ;
 Charges dans différentes industries (voir kaolin).
7. Les silicates en charpente tridimensionnelle.
7.1. Le groupe de la silice.
Nous distinguerons :
 Les espèces holocristallines : quartz, tridymite, cristobalite ;
 Les espèces cryptocristallines et colloïdes : calcédoine (anhydre) et opale
(hydratée). Les agates sont des mélanges de calcédoine et d’opale. Elles
présentent généralement des zones concentriques à couleurs différentes.
Les silex sont également constitués de calcédoine et d’opale.
Polymorphisme
Les espèces holocristallines se présentent sous plusieurs variétés allotropiques. A
la pression atmosphérique les domaines de stabilité sont les suivants : quartz α T< 573°C,
quartz β 573°C <T< 870°C, tridymite 870°C< T<1470°C, cristobalite T > 1470°C.
7.2. Les feldspaths
Chimisme et structure
Les feldspaths sont des aluminosilicates d’alcalis et de chaux. Ils peuvent former des
cristaux mixtes dont les types extrêmes sont : K(AlSi3O8) ; Na(AlSi3O8) ; Ca(Al2Si2O8).

Les deux premiers termes peuvent former des cristaux mixtes à solubilité totale à chaud et
partielle à froid. Ils constituent la série des feldspaths sodicopotassiques. Les deux derniers
termes forment des cristaux mixtes à solubilité totale à chaud comme à froid. C’est la série
des feldspaths calcosodiques ou plagioclases.
Série des feldspaths sodicopotassiques

Le terme potassique est polymorphe. Il se présente sous trois variétés : la sanidine
monoclinique et le microcline triclinique pseudomonoclinique correspondant tous deux à une
transformation ordre désordre.
L’orthose et le microcline sont stables sous 900°C. Ils peuvent être associés dans une même
roche, le microcline apparaissant cependant comme une forme de plus basse température
(forme ordre). Les termes intermédiaires de la série sont pour la plupart connus. La solubilité
étant partielle, le cristal mixte homogène à chaud se sépare par refroidissement en deux
cristaux de composition différente. L’agrégat qui en résulte est appelé une perthite. (Voir
chapitre sur la syncristallisation).
Série des feldspaths calcosodiques

Les plagioclases sont tricliniques pseudomonocliniques. Ils forment une série
isomorphe à solubilité totale. (Voir chapitre syncristallisation).
7.3. Les feldspathoides

Cristallisent à partir d’un magma très pauvre en silice, et ne sont donc pas associés au
quartz dans une roche. Exemple : la leucite et la néphéline.
III.3. LE CYCLE GEOLOGIQUE ET LES ROCHES
III.3.1. Le cycle géologique

La notion de cycle donne une mouvance dans laquelle des phénomènes apparentés
se succèdent dans le temps. Ces processus ne sont pas éternels, ils ont connu un
commencement et ils connaîtront une fin. Ils s’insèrent dans ce grand système structuré,
dissipatif qu’est notre planète.
Tout part de la stabilité du minéral, l’un des matériaux constitutifs de l’écorce
terrestre et qui génère par assemblage le second matériau appelé roche.

Selon les conditions thermodynamiques (température et pression), les minéraux

subissent des transformations, et, il en va de même des roches. Les roches magmatiques
formées par la solidification des magmas se transforment à la surface de la lithosphère (que ce
soit à l’air libre ou au fond de l’océan, ou encore dans les domaines envahis par les nappes
d’eau souterraines de quelques dizaines de mètres à quelques kilomètres de profondeur) pour
donner des composants différents qui, après bien des épisodes évolutifs (réactions chimiques,
effets mécaniques, transports, dépôts, …), donneront naissance à des sédiments qui,
consolidés, aboutiront à la constitution des roches sédimentaires. L’enfouissement de ces
dernières provoquera une nouvelle transformation sous l’effet de la pression, de la
température, des fluides : c’est le métamorphisme. Allant parfois jusqu’à la fusion totale ou
partielle. On retrouve là les conditions du magmatisme (fig. 28 et 29).
Figure 28. -Le cycle des roches
Figure 29 -Situation des phénomènes géologiques

dans le diagramme pression – température.

III.3.2. Roches magmatiques

Sur le plan génétique, les roches magmatiques représentent des roches
d’origine interne dont l’élaboration a été accompagnée par une mobilisation chimique assez
complète pour qu’elles ne montrent des traces de l’architecture du matériel ancien dont elles
ont tiré leur substance.
A. Origine du magma
A l’échelle du globe, 2 principaux types de magmas sont à retenir : la quasi-

totalité des roches plutoniques sont de composition granitique, les autres roches plutoniques
étant rares, voire exceptionnelles. Quant aux roches volcaniques, les plus nombreuses
accusent une composition basaltique.
A.1. Le magma granitique
 Fusion partielle de la croûte continentale : anatexie granitique
Le liquide obtenu précédemment à une composition d’un granite. Ce liquide

granitique conserve une composition quasi-constante qui estompe les différences chimiques
des roches de départ.
 Origine mantellique
Si la plupart de granites proviennent de la fusion partielle de la croûte

continentale, certains granites particuliers (granites alcalins à hyperalcalins proviennent d’une
fusion partielle du manteau supérieur.
A.2. Le Magma basaltique
Fusion de la croûte océanique et du manteau.
Ainsi les 2 magmas fondamentaux sont différents à tous points de vue ainsi
qu’on peut le voir dans le tableau ci-dessous :
Chimisme Magma basaltique Magma granitique
Basique, trace d’eau dissoute Acide, quelques % d’eau :
saturation fréquente
Lieu d’origine 50-100km <20km, en liaison génétique
avec le métamorphisme
Température 1200-1500°c 650 à 800°c, rarement plus
Expression Basalte très fréquent gabbro Rhyolite très rare granite très
très rare fréquent

B. Différents types des roches éruptives leur classification
1er critère de classification grain de la roche

On distingue
a) Des roches phanéritiques
Il s’agit des roches possédant des cristaux suffisamment grands pour qu’ils
soient aisément identifiables à l’œil nu. Ce sont des roches grenues ou microgrenues.
Lorsqu’elles sont constituées des grains que trop petits pour pouvoir être individuellement
déterminés, confère à la roche un aspect grumeleux.
On obtiendra en général les coupures suivantes :
Très gros grains >3cm de diamètre
Gros grains 3-1cm de diamètre
Grains moyens 1cm-1mm de diamètre
Grains fins <1mm de diamètre
b) Des roches aphanitiques, elles possèdent quelques grands cristaux

reconnaissables (macrocristaux ou phénocristaux) emballés dans une pâte fine cristallisée ou
non (microlitique, vitreuse…).
La distinction entre roches microgrenues et microlitiques rend parfaitement
compte des conditions de refroidissement.
2ème critère de classification : les minéraux cardinaux
Classer une roche magmatique revient à classer une population faite de
nombreux individus relevant des catégories différentes ; d’où la nécessité de faire jouer un
rôle prédominant à certains des catégories constituantes.
Un rôle privilégié est ainsi accordé aux minéraux cardinaux qui sont le quartz,
les feldspaths et les feldspathoïdes.
Pour donner un nom à une roche, il suffit donc de rechercher systématiquement
la présence de 3 minéraux cardinaux (matière très importante à approfondir dans le cours
de Pétrographie).
C.VOLCANISME
1. Cadre structural
Les volcans se manifestent surtout aux frontières des plaques qui sont :

 Rides médio-océaniques (zone d’accrétion de la matière) où se forme continuellement

une lithosphère nouvelle ;
 Zones de subduction où les plaques s’enfoncent dans le manteau ;
 Failles transformantes le long desquelles il n’y a ni destruction ni création de la
matière.
Le volcanisme intra-plaque est moins fréquent et la nature des roches

magmatiques va donc différer selon leur situation structurale.
2. L’activité volcanique
Elle comporte les différents phénomènes liés directement ou indirectement à la
mise en place à la surface des magmas. Cette activité peut être spectaculaire ou modeste en
fonction de la nature et de l’énergie mise en jeu et qui est généralement en rapport avec le
volume des produits émis.
Les produits sont généralement éjectés à partir d’importantes cassures affectant
la croûte lithosphérique. L’émission des matériaux peut se faire sur une certaine longueur de
la cassure (jusqu’à plusieurs centaines de km) et dans ce cas, on parle d’éruption linéaire. Elle
peut en outre être ponctuelle et dans ce cas on parle d’émission centralisée donnant lieu à la
construction d’édifices dénommés volcans.
Le volcan représente donc l’appareil par lequel arrive à la surface le magma
généré selon les processus déjà vus. L’ouverture de cet appareil s’appelle le cratère et le
conduit le long duquel monte le magma est la cheminée (fig. 30).
Figure 30. Le volcan et ses produits

Le volcan admet une activité intermittente avec une succession des phases
d’activités (brèves) et des phases passives (repos). Ensuite on assiste à la sortie des laves du
cratère qui vont couler sur les flancs du volcan suivant les lignes de plus grande pente. Leurs
vitesses varient selon leurs fluidités et leurs compositions chimiques.
En général, ces coulées par refroidissement rapide se recouvrent d’une croûte
solide tout en continuant à couler dans la partie inférieure d’où la forme chaotique, crevassée
de certaines coulées.
Enfin, l’éruption volcanique se termine par des venues gazeuses qui peuvent
persister pendant plusieurs siècles. Ces venues gazeuses sont appelées fumerolles.
3. Les produits volcaniques
3.1. Les gaz (plus importants)
Les vapeurs d’eau sont de loin plus représentées. Elles peuvent provenir des
eaux superficielles (eaux d’infiltration), mais elles proviennent également des roches en
fusion (eaux juvéniles).
Par exemple, le granite contenant 2% d’eau donne pour 1km3 de granite
environ 25.106T d’eau.
A côté de l’eau on trouve N, CO2, SO2, vapeur de S, Cl, H, …ces gaz peuvent
intervenir de 2 manières différentes :
1. Dans la composition chimique des laves ou de fumerolles
2. D’une façon mécanique dans le dynamisme éruptif.
Dans la composition chimique

Au niveau des laves, on remarque une forte proportion des gaz dissous qui
provoquent une augmentation de leur fluidité et une diminution de leur température de
solidification. C’est ainsi qu’une lave basaltique riche en gaz dissous continue à couler
jusqu’à 800°c, alors qu’il faudra chauffer la même lave basaltique à 1200°c pour la rendre
fluide (liquidus). Ceci est en fait dû aux réactions exothermiques dues à la combinaison des
gaz entrant en réaction avec l’O2 de l’air.
Du point de vue mécanique
Ces gaz sont responsables des explosions volcaniques qui ne sont que des
signes extérieurs de leur pression. Une forte proportion des gaz dissous dans une lave permet
la baisse de la densité de la lave et permet une ascension rapide de ce matériel dans la
cheminée.

3.2. Les fumerolles

Émanation gazeuse, assez calme et régulière, issue de fissures ou de trous (évents) souvent
groupés en champs, dans les zones volcaniques. Ces émissions de gaz sont produites avant le
paroxysme éruptif, pendant celui-ci et longtemps après, représentant alors l’un des derniers
signes d’activité volcanique. Leur nature est surtout fonction de la température qui décroît
lorsqu’on s’éloigne du foyer éruptif ou de la phase paroxysmale.
Pour T = 500 à 1000 C, on a des fumerolles sèches ou anhydres (H2O < 10%) riches en H2,
SO2, F et composés (HF, SiF4), Cl et composés (HCl, NaCl, FeCl2 qui colore les gaz en
orange).
Pour T = 300 à 500 C, les fumerolles sont acides, plus riches en H2O, avec H2, SO2, H2S,
CO2, HCl.
Pour T = 100 à 300 C, on a des fumerolles à 90 % de H2O et composants très variés : acide
borique H2BO3 parfois exploitable, CO2, CH4, gaz rare (He, A) composés d’ammonium
(NH4)+ et fréquemment H2S en quantité suffisante pour donner, par réaction avec l’oxygène de
l’air, des dépôts de S jaune : ces fumerolles sont les solfatares, pouvant donner des gisements
(soufrières).
3.3. Les laves

Elles forment des coulées et en fonction de leur nature elles auront des
compositions différentes. Les laves acides sont caractérisées la teneur élevée en SiO2. Elles
sont pâteuses et forment des petites coulées (pauvres en gaz dissous). Les laves basiques sont
pauvres en SiO2 et riches en gaz dissous, d’où elles forment de longues coulées sur plusieurs
milliers de km2.
3.4. Les projections
Ce sont des fragments projetés par la détente des gaz et dont la taille peut aller
de 1/10mm jusqu’à quelques mètres de diamètre. Ces fragments représentent soit des débris
de cône volcaniques arrachés lors de la remontée de la lave, soit des laves visqueuses
pulvérisées.
On distingue parmi ces fragments :
 Des blocs et bombes (diamètre >32mm).
1. Les blocs : fragments angulaires projetés à l’état solide, il s’agit de débris de cône
volcanique ou de lave anciennes bouchant la cheminée ;

2. Les bombes : elles sont projetées dans l’atmosphère à l’état visqueux et vont acquérir
leur forme caractéristique en tournoyant dans l’atmosphère ou en s’écrasant au sol. On
aura des bombes fusiformes, hélicoïdes, globuleuses et aplaties.
 Lapillis et cendres
- Lapillis : entre 4 et 32mm ; sont des fragments de forme irrégulière souvent bulleux et
vitreux ;
- Cendres : <4mm, ce sont des formations fines et meubles.
Différents types de dynamisme volcanique

a) Les éruptions fissurales :
Il s’agit de grands empilements anciens en coulées (stratoïdes) émises à la
faveur des cassures de plusieurs centaines de km de longueur.
b) Les éruptions Hawaïennes
Les laves de nature basaltique et très fluide constituent des fontaines de laves et
ainsi se construit progressivement le volcan essentiellement fait des coulées empilées les unes
sur les autres. Ces volcans sont généralement de grande taille et appelés volcans boucliers.
c)Les éruptions laviques des volcans mixtes
Ces volcans sont faits aussi bien par des dépôts pyroclastiques que par des
coulées.
d) Volcanisme à dominance clastique
Ici les débris clastiques jouent un rôle primordial. Les cendres, lapillis ou
bombes se rependent généralement sur des grandes distances. Les retombées contribuent à
édifier le cône volcanique.
e) Le volcanisme à dominance extrusive
Ce volcanisme est caractérisé par l’émission de lave à haute viscosité au
moment de l’éruption. Ainsi se forment des appareils constitués par l’accumulation de lave
pâteuse autour d’une fracture. Il s’agit de cumulo-dômes de forme variée.
f) Volcanisme à dominance explosive
Ce type est caractérisé par une très grande abondance de gaz libérés au moment
de l’éruption. Ces gaz transportent des éléments solides (suspension) ou liquides (émulsion).
En conclusion, la classification des produits et le dynamisme éruptif sont sur la
figure 31.

Figure 31. Classification des produits et dynamisme éruptif
III.3.3. Roches sédimentaires

III.3.3.1. Définition
Les roches sédimentaires sont formées à la suite de la destruction des roches
préexistantes, du transport et dépôt dans un bassin de sédimentation, et de la diagenèse des
sédiments. Les roches préexistantes peuvent être d’anciennes roches sédimentaires,
métamorphiques ou magmatiques.
Il y a donc trois étapes importantes dans cette définition : la mobilisation, le
transport et la diagenèse.
A. La mobilisation
Les roches cohérentes doivent être détruites, mobilisées pour être

transportables. La mobilisation est donc la destruction des roches et elle s’opère par deux
principales étapes : la fragmentation et l’altération, suivant la dimension des produits obtenus
ou la mise en solution.
1. Fragmentation
Elle consiste en une désagrégation mécanique d’une roche sous l’effet des
chocs spectaculaires dus à la chute d’un plan de falaise en montagne ou au bord de la mer ; ou
encore aux chocs répétés des galets ou des grains de sables entre eux ou contre les obstacles.
2. L’hydrolyse

L’hydrolyse ou altération chimique s’attaque aux liens les plus intimes des
minéraux en les détruisant, et conduit ainsi à la mise en solution de certains éléments
constituant les minéraux des roches.
Les éléments chimiques réagissent de différentes manières selon leur potentiel
ionique (=rapport entre charge et rayon, Z/r) (fig. 32).
Figure 32. Le potentiel ionique et la caractérisation de la solubilité et du lessivage des

éléments chimiques (D’après Goldschmidt, 1936)
3. L’altération superficielle et les sols
L’hydrolyse a pour finalité l’altération superficielle des roches et la formation
des sols. Les éléments chimiques des minéraux sont détruits, dissociés et s’unissent pour
former les minéraux des sols.
B. Stockage, transport et dépôt
Avant que les éléments provenant de la destruction des roches ne soient
transportés, ils sont stockés soit aux pieds des montagnes, soit à proximité du lieu de leur
formation.
Le transport dépend de la nature des éléments à transporter.
1. Les éléments en solution
Les eaux continentales (rivières et fleuves) transportent en quantité variable,
selon les climats et l’état dissout, des éléments provenant du lessivage des sols et des roches.
2. La charge solide
Les fragments obtenus ou détritus à la suite de la fragmentation des roches
seront transportés par divers agents (pesanteur, eau de ruissèlement, rivières et fleuves, glaces,
vents…) et vont se déposer pour donner des sédiments terrigènes par gravité.

Généralement les matériaux transportés par les rivières et fleuves sont triés en
fonction de leur dimension et de leur densité. Les plus denses et gros vont vers le bas et ainsi
on aboutit au granoclassement suivant des sédiments :
 Les plus fins au sommet ;
 Les fins et les moyens ;
 Les moyens ;
 Les grossiers à la base.
3. Diagenèse
C’est la transformation par différents processus des sédiments meubles en
roches consolidées, dans les bassins de sédimentation.
En effet, après la mobilisation par fragmentation ou mise en solution, suivie du
transport et dépôt dans un bassin les sédiments subissent la diagenèse.
Les processus diagénétiques sont des modifications de conditions de stabilité
des minéraux formés en surface. Ce qui exclut le métamorphisme et l’anatexie. Ces
transformations correspondent à une interaction des matériaux sédimentés et des solutions
interstitielles qui réagissent avec ces minéraux. Ainsi la diagenèse comprend :
Transformations des minéraux et réactions
Elles affectent les minéraux formés par précipitation à partir des solutions.
Exemple
L’aragonite (orthorhombique) se transforme en calcite (rhomboédrique) ; les
calcites magnésiens donnent la calcite plus la dolomite ; Kaolinite + SiO2⟶Pyrophyllite +
H2O (300-400°).
La compaction
Elle a pour but de réduire la porosité des sédiments (le rapport entre le volume
des espaces interstitiels et le volume total de la roche). Elle provient de la charge exercée par
la colonne des sédiments, laquelle est proportionnelle à l’épaisseur des sédiments.
Ce tassement produit par une charge varie selon la nature des sédiments. Il
s’ensuit une réduction du volume de ces derniers et une élimination des fluides qui y sont
contenus.
La cimentation
Les argiles sont généralement indurées après la compaction. Ce qui n’est pas le
cas pour d’autres sédiments dont la porosité est difficile à éliminer complètement.

La cimentation a donc lieu lorsque les éléments chimiques dissouts dans les
solutions interstitielles précipitent. Ils forment alors un ciment qui lie les différents éléments
des sédiments, et qui peut être argileux, siliceux, calcaire, ferrifère, …
C. Nomenclature des roches sédimentaires

Elle est basée sur la nature des produits obtenus à la suite de la mobilisation
des roches préexistantes. Ainsi on distingue deux principales lignées :
 La lignée des débris, qui conduit à des roches sédimentaires détritiques ;
 La lignée des solutions, qui donne des roches chimiques et biochimiques.
 La lignée biologique qui conduit aux roches biologiques.
- Les roches sédimentaires détritiques

En fonction de la dimension de détritus, on distingue :
- Les conglomérats : roches contenant des particules de plus de 2mm et liés par un
ciment ;
- Graviers : de 2-4mm ;
- Galets et blocs : 4mm.
Les graviers, les galets et les blocs constituent des sédiments meubles. Ce n’est
qu’après la diagenèse qu’ils deviennent des roches consolidées.
Si les éléments sont anguleux, le conglomérat (rudite) est une brèche
(sédimentaire), s’ils sont arrondis, on obtient une poudingue.
- Grès ou arénites : roches formées par des éléments de 2mm à 1/16mm (62µm). ces
éléments sont appelés sables ;
- Les pélites ou lutites ou shales : roches contenant les éléments de moins de 62µ.
- Siltites : 62-4µm ;
- < 4µm : ce sont les argilites, formées par les argiles.
- Roches sédimentaires chimiques et biochimiques :

a. Les roches siliceuses non terrigènes
- Les diatomites et radiolarites, formées par la fixation de la silice par les radiolaires et
diatomées ;
- Les spongolites, formées par les spicules d’éponges de silice ;
- Les silex et chailles sont formés de calcedoine.-
b. Les calcaires et dolomies

Elles proviennent de la précipitation de la calcite et de la dolomite. Ce sont des

roches carbonatées. Dans la majorité de cas, la calcite est fixée par les organismes de nature
diverse ; on parle alors de calcaire à foraminifères, entroques, à algues,…
c. Les évaporites
Ce sont des dépôts de sels Nacl, Kcl, CaSo4, gypse ou anhydrite. A titre
indicatif, la composition en sels de l’eau de mer est la suivante :
Nacl (halite):78% KCl :2,1
d. Les concentrations métalliques
- Les bauxites: formées par la précipitation in situ de l’hydroxyde de l’aluminium
(gibbsite)
- Les latérites : formées par les oxydes de fer (hématite, magnétite, goethite,
limonite,…)
e. Les roches phosphatées

Elles sont des dépôts de sels phosphatés (CaPO4).
- Roches biologiques
L’exemple typique est celui des roches charbonneuses dont la formation est
résumée ci-dessous :
Plantes animaux
Bois protéines
Lignine Cellulose
Oxydation Triose Hydrolyse
microbienne microbienne
métylglyoxal Composés aminés
Acides humiques Acides humiques
pauvres en N riches en N
Lignite charbon
III.3.4. ROCHES METAMORPHIQUES

1. Introduction
Le métamorphisme est la somme des transformations et des réactions que subit
une roche initialement solide lorsqu’elle est portée à des conditions de pression et de
température différentes de celles ayant présidé à sa genèse.

Si le métamorphisme affecte :
 Des roches sédimentaires, on obtient des roches para-métamorphiques ;
 Des roches magmatiques, on obtient des roches orthométamorphiques.
Exemple : granite⟶ gneiss (orthogneiss)

 Des roches métamorphiques, on obtient des roches polymétamorphiques
Exemple : micaschite ⟶ gneiss

La transformation du matériel, c'est-à-dire son métamorphisme, procède par
étape, chacune d’elle étant marquée par la disparition d’une phase minérale et par l’apparition
d’une phase nouvelle qui est décelable dans les conditions ordinaires.
2. Facteurs du métamorphisme
Les principaux facteurs du métamorphisme sont : la température, la pression
lithostatique , la pression tectonique et la pression des fluides.
Ce sont les facteurs (T et P) qui causent, lorsqu’ils augmentent les
transformations métamorphiques.
L’accroissement de la température est lié à:
 L’enfouissement des roches dans l’écorce terrestre
En effet, au fur et à mesure de leur accumulation, ou lorsque d’énormes masses

rocheuses les recouvrent, les sédiments, les laves, … sont portés à des profondeurs où règne
une température supérieure à celle de la surface. Cette température est liée au flux thermique
qui existe à l’intérieur du globe. Cet accroissement de la température avec la profondeur qui
est appelé gradient géothermique ; GG = 1°/30m, 1°/100m, …
Exemple : des boues transformées en roches sédimentaires et enfouis à 4000m
de profondeur peuvent subir une élévation de température de 200°c si le GG est de 50°/km
 Au mouvement des compartiments rocheux
Le mouvement de deux masses rocheuses l’une contre l’autre produit un

dégagement de chaleur dans la zone de contact (friction) et au voisinage immédiat.
 A l’intrusion d’un corps chaud venant de la profondeur (voir la suite)
b) L’accroissement de la pression est lié à :

A l’enfouissement

Les masses rocheuses exercent une pression lithostatique sur les sédiments qui
sont en profondeur.
Au plissement
Les plissements entraînent des transformations dans les roches qu’ils affectent
et la composition minéralogique.
A la phase gazeuse
La pression exercée par les fluides peut équivaloir à la pression lithostatique.
Elle peut occasionner la déshydratation des silicates et la décarboxylation des carbonates.
Les types de métamorphisme
- Le métamorphisme de contact
Il est lié généralement à l’accroissement de la température occasionné par :
 L’intrusion d’un corps magmatique venant de la profondeur ;
 L’épanchement d’une coulée de lave sur une formation autochtone.
Les transformations portent essentiellement sur la composition minéralogique

et la texture. Cependant cette dernière n’est pas orientée, elle disparaît car il n’existe pas des
pressions orientées s’exerçant sur le matériel, et de nouveaux minéraux naissent.
La zone de la roche encaissante transformée par métamorphisme s’appelle
auréole de métamorphisme de contact. Elle se développe tout autour de l’intrusion.
Roches métamorphiques types : cornéennes et schistes tachetés.
On distingue plusieurs classes de cornéennes ; généralement, elles peuvent être
regroupés en 3 groupes principaux :
 Cornéennes à albite – épidote : 400-530°C ;
 Cornéennes à amphiboles : 530-630°C ;
 Cornéenne à pyroxènes : > 630°C.
- Le métamorphisme général
Il est lié à une généralisation des conditions de pression et de la température, il
affecte des terrains très étendus sur des vastes régions. Il est lié à l’orogenèse (ensemble des
facteurs qui sont à la base de la formation des chaînes de montagnes plissées).
Les traits majeurs du métamorphisme engendré par l’orogenèse sont les
suivants :
- Le métamorphisme général est un phénomène à l’échelle de la lithosphère ;

- Les roches préexistantes sont transformées à divers degrés, chaque étape étant
caractérisée par la disparition d’une phase minérale et l’apparition d’une nouvelle ;
- Le métamorphisme général ou régional produit des roches à textures orientées
appelées roches cristallophylliennes et liés au fait que les pressions sont orientées ;
- Il accompagne la formation de chaînes de montagnes (= le plissement des couches) et
se produit dans les zones internes de celle-ci ;
- La source de chaleur responsable du métamorphisme se situe dans les zones internes
du globe ;
- Les roches affectées par le métamorphisme régional subissent en même temps une
augmentation de pression et de température et des contraintes tectoniques qui
engendrent des déformations (effets de la compression et du raccourcissement) ;
- Le métamorphisme est contemporain de l’orogenèse.
Deux grands ensembles de roches ont été classiquement définis dans le

métamorphisme général.
a) Les ectinites
Appelées autrefois schistes cristallins, ce sont des roches formées dans un
environnement ou système isochimique ou topochimique, sans échange avec l’extérieur. Les
réactions se déroulent en système clos sans transfert d’éléments chimiques.
Les transformations minéralogiques se produisent essentiellement à l’état
solide : d’anciens minéraux disparaissent et de nouvelles espèces naissent.
La nature des ectinites est fonction de la nature de la roche de départ :
 Calcaire ⟶ marbre ;
 Grès ⟶ quartzite ;
 Pélite micacée ⟶ séricitoschiste, micaschiste, gneiss, … ;
 Gabbro, basalte ⟶ orthoamphibolite ;
 Granite, rhyolite ⟶ leptynite
b) Les migmatites
Dans les migmatites, une partie de minéraux des ectinites subit une fusion
partielle ou passe en phase liquide. La structure orientée disparaît progressivement jusqu’à
une homogénéisation complète de la roche.
Cette migmatisation de la roche solide est favorisée par le mélange entre cette
ectinite et les solutions fluides circulant à travers la croûte.

La zone de contact entre l’ensemble où l’évolution a lieu strictement en phase

solide (ectinite) et celui où la migmatisation intervient est appelé front de migmatites.
On distingue :
Les embréchites
Ce sont des gneiss qui gardent encore leur texture oeillée et où seulement une
petite fraction de la roche a fondu et recristallisé.
Les anatexites
Plus de la moitié de la roche a fondu et la texture orientée a disparu.
Les granites d’anatexie
Ils sont produits à la suite de la fusion totale du matériel solide, suivie de la
recristallisation du liquide.

CHAPITRE IV. LA STRATIGRAPHIE
IV.1. Concept
Le mot stratigraphie vient du grec stratos (strate). La stratigraphie est donc par
définition l’étude des strates, c’est-à-dire des couches de terrains, de leur disposition relative,
de leur âge. Elle concerne donc la succession des dépôts sédimentaires, généralement arrangés
en couches (ou strates). Son but est, d’une part d’aider à la compréhension de la géologie
locale par la datation des terrains (chronologie relative), et, d’autre part, de reconstituer le
milieu de formation des couches sédimentaires et, par-là, la paléogéographie au sens large. La
chronologie stratigraphique se base sur les trois principes que nous verrons au point IV.3.
IV.2. Autres notions
 Une strate : dépôt sédimentaire continu, homogène, séparé des dépôts

supérieurs et inférieurs par un changement marqué de composition ou par un une surface
d’érosion ;
 Une couche : entité lithologique composée d’une ou de plusieurs strates ;
 Un banc : une couche d’une roche dure se traduisant en affleurement par un
relief particulier ;
 Un lit ou une passée est une couche mince ;
 Mur : base d’une couche ;
 Toit : sommet d’une couche ;
 Puissance : épaisseur prise perpendiculairement au toit et au mur;
 Un joint de stratification : intervalle de faible épaisseur entre deux couches ; il
correspond soit à un arrêt, soit un changement dans la sédimentation. Sa surface est souvent
irrégulière.
 Un faciès d’une unité sédimentaire : catégorie dans laquelle on peut ranger une
roche ou un terrain, et qui est déterminée par un ou plusieurs caractères lithologiques
(lithofaciès, exemple faciès argileux, faciès gréseux) ou paléontologiques (biofaciès, exemple
faciès à ammonites, faciès à mollusques) ou les deux (biolithofaciès, exemple faciès calcaire à
radiolaires). Lorsqu’un faciès ne peut être déterminé qu’au microscope optique, on parle de
microfaciès, qu’au microscope électronique, nanofaciès.
 Discordance : les couches sont irrégulièrement réparties les unes sur les autres ;
c’est le contraire de la concordance ; la discordance peut être angulaire ou de ravinement ;
 Lacune : absence d’une assise dans une série sédimentaire ;

 Transgression ou régression marine : avancée ou recul du milieu marin sur ou

du continent ;
 Coupe géologique : dessin reprenant la suite des couches à partir des
observations faites in situ ; les couches sont orientées par rapport aux points cardinaux (rose
des vents) et caractérisées par leur inclinaison (pendage) par rapport à l’horizontale ; ici le
problème est d’étudier les diverses couches de roches qui constituent un ensemble géologique.
Pour cela, le géologue doit pouvoir dessiner la suite de ces couches en les observant sur le
terrain (ou en sondage, mais cela revient en principe au même). Le concept pratique de base
du stratigraphe est la coupe.
Les fractures verticales qui hachent les strates par endroits sont des diaclases.
Elles n’ont rien à voir avec la stratification ; ce sont des cassures provoquées par les
contraintes mécaniques subies par le massif rocheux (voir le chapitre suivant sur la
tectonique).
IV.3. Principes généraux de la stratigraphie
IV.3.1. Le principe de superposition
Une couche sédimentaire est plus récente que celle qu’elle recouvre.
Trois critères principaux existent. Les deux premiers sont particulièrement
utilisables dans les bancs de grès.
 Le granoclassement vertical définit la diminution de la taille des grains de
bas en haut (diminution de compétence du courant dans le temps). Ce
granoclassement se définit à l’échelle de la séquence
 La stratification entrecroisée est formée de laminations sécantes. Les couches

en recoupent d’autres. Le critère de polarité est que toute lamination qui en recoupe une autre
lui est postérieure (figure 33).
 Les fossiles en position de vie indiquent le haut de la couche. Il faut un grand
nombre de fossiles pour avoir une représentation statistique.
Figure 33.
Stratifications
Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K. entrecroisées
IV.3.2. Le principe de continuité
Une couche sédimentaire limitée par un plancher et par un toit et définie par un
faciès donné est de même âge en tous ses points.
IV.3.3. Le principe d’identité paléontologique
Deux mêmes couches contenant les fossiles stratigraphiques ont le même âge.
Le fossile étant la trace d’un être vivant, il est caractérisé par le milieu de vie de
cet être vivant. Pour bien définir une tranche de temps, il faut un fossile qui présente des
caractères morphologiques bien précis durant un laps de temps le plus court possible. Cela
explique le soin qu’il faut prendre pour bien définir des fossiles stratigraphiques que l’on
appelle des fossiles – marqueurs. Le fossile – marqueur doit être caractérisé par la plus
grande répartition géographique possible pour avoir de fortes chances de le découvrir dans
divers faciès et par la plus faible extension temporelle possible dans les dépôts.
IV.4. Les corrélations
Il est sous-jacent à toute la stratigraphie qu’il est possible d’établir des

corrélations entre les différentes formations, corrélations ayant une valeur mondiale, par le
biais des échelles ou logs stratigraphiques.
. IV.5. Séquences caractéristiques des coupes géologiques
Les coupes géologiques donnent la succession des couches d’un site en fonction de la
profondeur (fig. 34 et 35). Elles sont capitales en recherche minière et pétrolière ainsi qu’en
génie civil.

Figure 34.Illustration d’une coupe géologique exécutée dans le gisement de Dianda au

Katanga (gisement situé à environ 80km au sud-est de la ville de Kolwezi)
Figure 35. Illustration d’une coupe géologique exécutée dans le gisement de Dianda au
Katanga
De ces coupes se dressent des logs stratigraphiques qu’on peut corréler. On peut y lire
des lacunes (figure 36).

Figure 36. Corrélation des logs stratigraphiques établis sur base des coupes géologiques
exécutées sur le gisement de Dianda

CHAPITRE V. LA TECTONIQUE ET LES NOTIONS DE GEOLOGIE

STRUCTURALE
V.1. Définition
La surface de la terre, avons-nous vu, est partagée en grandes plaques

lithosphériques qui se déplacent les unes par rapport aux autres. A certains endroits, elles
s’affrontent en créant des chaînes de montagnes. A d’autre, elles prennent naissance, d’abord
par un rift dans la croûte continentale, ensuite sous forme de mer puis d’océan par création de
croûte océanique à partir d’une dorsale médio – océanique. Ces mouvements provoquent des
contraintes desquelles il résulte des déformations de roches. C’est le domaine de la tectonique.
V.2. Contraintes et Déformation
V.2.1. Contrainte
Géologie et mécanique des roches sont deux disciplines liées. Les déformations de
l’écorce terrestre affectent des roches dont le comportement mécanique est du domaine de la
physique des corps solides.
V.2.2. Relations entre contrainte et déformation
Imaginons un échantillon de roche soumis à une contrainte hydrostatique  i et à

une contrainte supplémentaire P appliquée à l’extrémité du cylindre (figure 37). Cet
échantillon représenté par une éprouvette subit des déformations jusque parfois à la rupture
attestée par l’apparition des fissures (figure 38).
La représentation de la déformation passe par la courbe contrainte – déformation
(figure 39). Les courbes varient considérablement suivant la nature de la roche.
Si la déformation de la roche avant la rupture est faible, on dit que la roche est
cassante ou compétente. Si la déformation est importante avant la rupture, on parle de roche
incompétente.

La courbe temps – déformation tient compte du fait qu’à l’échelle géologique, les
phénomènes se passent infiniment lentement par rapport aux expériences habituelles de
laboratoire. Or, ce phénomène joue un rôle considérable. Une roche cassante à une
sollicitation instantanée devient plastique et est susceptible de fluer à une sollicitation
continue très lente. On distingue ainsi un fluage élastique et un fluage plastique.
Figure 37.
Schéma de
principe d’une
presse triaxiale.
Figure 38.
Déformation d’une
éprouvette lors
d’essais en
compression (1) et
en extension (2). a :
déformation
discontinue. b :
déformation
continue.
Figure 39. Courbe contrainte- déformation. La courbe commence par une partie linéaire de
forte pente appartenant au domaine élastique : si on supprime la contrainte, le corps
repend sa forme initiale. Si la roche se brise dans ce domaine, on parle de rupture fragile.
Ensuite, la pente de la courbe diminue : on est dans le domaine plastique. Si on supprime
la contrainte, le corps ne reprend pas sa forme initiale. En 1 – 2, on a l’allure de la
déformation quand on supprime la contrainte (1) et qu’on le remet ensuite (2). En R, on a
la rupture.
V.3. LES TERMES TECTONIQUES DE BASE
V.3.1. Les plis
A. Eléments d’un pli
Les plis sont des déformations continues plastiques. A partir d’une surface de
référence généralement plane, on obtient une surface gauche. Il est donc important de bien
définir la surface de référence. Dans le cas de roches sédimentaires, il s’agit de la
stratification.
Le pli est défini par une série de grandeurs : charnière, flanc, surface axiale,
direction, pendage des couches, etc. (figure 40). On peut définir, pour chaque surface de
référence (les joints de stratification par exemple) un axe de pli. Le lieu géométrique de tous
les axes de pli est la surface axiale qui se réduit, dans le cas le plus simple, à un plan axial
(figure 41). Le pendage de l’axe du pli définit son plongement axial (figure 42).
Figure 40. Eléments d’un pli, pli anticlinal et synclinal.
Figure 41.
Bloc diagramme
illustrant le plan
axial.

Figure 42.
Définition du
pendage.
B. Types de plis
Si on considère une suite de couches sédimentaires dans le sens stratigraphique

normal, l’anticlinal est le pli qui a une forme de  tandis que le synclinal a une forme en .
Lorsque l’érosion a érodé le pli, l’anticlinal est celui où apparaissent dans le cœur les couches
les plus vieilles et le synclinal les couches les plus jeunes. Il y a différents types de plis
suivant leur géométrie (figure 43). Pour que des couches se déforment en plis, il faut qu’elles
soient suffisamment plastiques pour des couches se déforment en plis, il faut qu’elles soient
suffisamment plastiques pour ne pas se briser.
Figure 43. Principaux types de plis.
En plus de leur géométrie générale, les plis se distinguent par leur géométrie de
détail. Pour caractériser cette géométrie, il est utile de définir les isogones. Ce sont les courbes
qui relient les points de même pendage sur deux courbes de référence. Lorsque les isogones
sont parallèles, le pli est semblable (figure 44). On peut passer d’un pli à l’autre par une
simple translation. Lorsque l’épaisseur des strates reste constante quelques soit la position
dans le pli, ce dernier est dit isopaque ou parallèle (figure 45). Les isogones sont divergentes
(ou convergentes).
Enfin, un pli peut n’avoir aucune crête discernable (dôme, anticlinorium, figure 46).

Figure 45. Différence entre la

géométrie de plis semblables (1) et
isopaques (2).
Figure 44. Allure des isogones dans

les trois types de plis. 1 : isopaque ;
2 : semblable ; 3 : anisopaque.
Figure 46. Allure d’un dôme et

d’un anticlorium.
V.3.2. Les failles
A. Les éléments d’une faille
Les failles sont des cassures, des déformations discontinues. Si la fracture ne fait
que briser les couches sans les déplacer, on parle de diaclases. Si, au contraire, les deux
panneaux de part et d’autre de la cassure se déplacent, on a affaire à une faille. La faille est
donc définie par le plan de faille, plan de rupture entre les deux panneaux, et par le vecteur
joignant deux points de chaque compartiment, points qui étaient jointifs avant le déplacement
(figure 47).
Le mouvement des deux plans rocheux qui glissent l’un sur l’autre fait apparaître
des stries dont l’orientation permet de connaître la direction du mouvement de la faille.
L’angle que font les stries avec l’horizontale déterminée dans le plan de cassure est le pitch.

Figure 47. Eléments

d’une faille. P : plan de
faille ; AB : rejet ; AD :
rejet – pente (qui se
décompose lui – même
en rejet vertical AE et
rejet transversal ED ;
AC : rejet – direction.
B. Types de failles
Suivant les contraintes mécaniques qui agissent sur le massif rocheux, différents
types de failles en résultent (figure 48). Un régime en compression provoque la formation
d’une faille inverse qui absorbe le raccourcissement des terrains. Une extension aboutit à une
faille normale. Un mécanisme de cisaillement donnera une faille de décrochement. De
multiples combinaisons de contraintes existent, aboutissant à diverses structures.
Il faut être attentif à l’allure des couches rencontrées en sondage suivant que ce
sondage recoupe une faille normale ou une faille inverse. En effet, la faille normale est un
accident soustractif : elle « enlève » des terrains à l’investigation. La faille inverse est un
accident additif (figure 49).
C. Ensemble de failles
Les failles sont assez rarement isolées mais elles appartiennent à des réseaux conjugués. Dans
le cas le plus simple, on a deux failles conjuguées par rapport à un plan vertical (figure 50).
D. Faille synthétiques et antithétiques

Lorsque la contrainte provoque à la fois une rotation des couches, on définit des
failles synthétiques lorsqu’elles développent un couple de même sens que la rotation, failles
antithétiques lorsqu’elles développent un couple en sens inverse.
E. Les joints
Les roches présentent de nombreuses fractures qui ne présentent pas de
déplacement relatif : ce sont les joints. Ce terme est plus général que celui de diaclases,
lesquelles sont des fractures plus ou moins perpendiculaires à la stratification. Evitons la
confusion entre le terme joint (de l’anglo-saxon « joint ») et la notion de joint de stratification.

Ces joints peuvent être ouverts (fentes, fissures) ou encore remplis par des minéraux
néoformés (calcite, quartz par exemple) : ce sont des filons ou filonnets.
Figure 48. Les

différents types
de failles.
Figure 49. Sondages traversant une faille normale (A) et une faille inverse (B). En A, le sondage
traverse deux fois les mêmes niveaux tandis qu’en B il ne trouve pas les couches 2 et 3.
Figure 50. Schéma

théorique d’un
réseau conjugué,
avec failles
symétriques par
rapport à un plan
vertical. A :
allongement ; R :
raccourcissement ;
1 : failles
normales ; 2 :
failles inverses ;
3 : décrochements.

Ces joints sont multiples : ils découpent la roche en un réseau plus ou moins serré.
Ils sont indispensables aux carriers : la roche se découpe surtout suivant leurs
directions.
V.3.3. Les chevauchements et les charriages
Lorsque les mouvements de compression sont très prononcés, après la formation

d’un pli déversé ou d’une faille inverse, le raccourcissement continue et il apparaît une
structure en chevauchement, qui est l’exacerbation d’un pli – faille ou d’une faille inverse
(figure 51). On voit que ce mouvement provoque le chevauchement de terrains récents par des
terrains plus anciens.
Lorsque le déplacement relatif de deux massifs rocheux est très grand en régime
de compression, il arrive qu’un de ces massifs passe par-dessus l’autre sur un plan de
glissement : c’est un charriage. Il y a ainsi un massif supérieur déplacé, dit allochtone, qui
repose par l’intermédiaire d’un contact anormal sur le massif inférieur fixe dit autochtone.
Lorsque l’érosion attaque une nappe de charriage, elle peut parfois la traverser et on découvre
alors un petit morceau du massif autochtone sous-jacent: c’est une fenêtre. Parfois, la presque
totalité de la nappe de charriage est enlevée par l’érosion et il ne reste qu’un petit fragment
de massif allochtone posé sur la massif autochtone : c’est une klippe. Les déplacements
peuvent être énormes, comme c’est le cas du lambeau de Kolwezi riche en gisements cupro
cobaltifères.
Figure 51. Faille inverse et chevauchement.

V.4. LES GRANDES STRUCTURES TECTONIQUES
V.4.1. Les structures en distension
Ce sont d’abord les dorsales médio – océaniques qui ont été examinées dans le
chapitre sur la tectonique des plaques. Il existe ensuite des grandes structures distensives à
l’échelle d’un continent, comme le grand rift africain.
a. Les fossés d’effondrement (grabens)
Dans le paysage, les « rift valleys » se présentent comme des dépressions

allongées aux bords limités par abrupts de faille. Les grands lacs allongés sont nichés au cœur
de ces dépressions : Tanganyika, Kivu, Malawi, Edouard, Albert, Natron, Rodolphe).
b. Les bassins sédimentaires
Les bassins sédimentaires sont de grandes dépressions remplies d’épaisses

formations sédimentaires qui prolongent les séries de plate-forme voisines qui, elles, sont
minces et lacunaires. Le Bassin de Paris est un de ces bassins parmi les plus typiques.
V.4.2. Les structures en compression ou chaînes de montagnes
La tectonique des plaques nous enseigne que les chaînes de montagnes se forment
dans les zones en collision. En combinant les données de la tectonique globale et celle de la
géologie structurale, on arrive à distinguer divers types de chaînes de montagnes.
Les chaînes intracontinentales
Elles se situent à l’intérieur d’une seule plaque continentale. Elles sont dues soit à
un bombement de la croûte (probablement provoqué par des cisaillements plutôt qu’à une
remontée asthénosphérique), soit à une zone de faiblesse (amincissement de la croûte) qui
donne un bassin sédimentaire. Les Pyrénées constituent une chaîne intercontinentale, entre le
craton ibérique et le craton européen.
Les chaînes de subduction
La chaîne de type andin se forme au-dessus d’une zone de subduction à pendage
moyen lorsque la plaque continentale se dirige vers la plaque océanique.
La cordillère au Pérou est un exemple de chaîne andine.

Les chaînes de collision

Ces montagnes sont complexes car elles cumulent souvent plusieurs styles
tectoniques, plusieurs phases structurales dans leur histoire. Mettons en exergue l’exemple de
l’Himalaya qui résulta de la dérive vers le nord de l’Inde et le choc avec le continent
asiatique.

CHAPITRE VI. LES GISEMENTS METALLIFERES
VI.1. NOTIONS DE BASE
VI.1.1. Les gisements
Constituent des concentrations des éléments supérieures aux clarkes. La plupart

des métaux usuels Fe, Mn, Al , Cr , W , Ta, Ti, Th,U ,V  se présentent généralement
sous forme de composés oxygénés. D’autres se rencontrent principalement à l’état des
sulfures, arséniures, antimoniures, etc. C’est le cas notamment de
Fe, Ni, Co, Zn, Cu, Pb, Hg, Mo, Bi, As, Sb, Ag .
Les concentrations minérales se présentent sous différentes formes :
Les gisements stratiformes suivent l’allure des couches qui les hébergent. Ils sont
souvent de très grande extension. C’est le cas des gisements du copperbelt congolais et
zambien.
Les gisements filoniens recoupent les couches. Ils résultent du remplissage des
fissures ou de la substitution métasomatique des roches le long des systèmes de fractures. Ils
peuvent présenter des ramifications et des indentations (apophyses) se détachant de la masse
filonienne principale. C’est le cas des gisements de Kipushi à Cu-Zn-Pb au Katanga (figure
52) et des filons d’or dans le remplissage latéritique des cassures (figure 53).
Figure 52. Allure du gisement filonien de Kipushi

Figure 53. Exemple de concentrations aurifères dans les niveaux saprolitiques.

 Corps de minerais tubulaires : ont une forme cylindrique. C’est le cas des kimberlites.
Il en existe en RDC et RSA.
 Corps de minerais de forme irrégulière : résultent de la conjugaison des dépôts
stratiformes et filoniens.
Les gîtes : sont des concentrations des substances métallifères. En sont exclues
celles des matériaux de construction et des combustibles.
VI.1.2. Autres définitions :
 Syngénétique : se dit d’une minéralisation qui s’est formée en même temps que la
roche encaissante.
 Epigénétique : la minéralisation se met en place après la roche encaissante. Exemples :
filons de quartz aurifères.
 Stratabound : se dit d’une minéralisation encaissée uniquement par une unité de roche
encaissante. Exemple : la chalcopyrite dans les shales dolomitiques.
 Paragenèse : association minérale ; exemple : BPG ou Blende (ZnS)-Pyrite (FeS2)-
Galène (PbS).

VI.2. Gisements d’affiliation magmatique
VI.2.1. Différenciation magmatique
VI.2.1.1. Magma
On appelle magma une solution silicatée de matériaux en fusion prenant naissance

à l’intérieur de la terre. Les constituants volatils
H 2 S , H F , H Cl, CO2 , CO, S O2 , H BO3 sont contenus par pression à l’intérieur du
magma. Lors de l’abaissement de la pression vers la surface, ils s’échappent et finissent par se
liquéfier pour donner naissance à des gisements hydrothermaux.
VI.2.1.2. Etapes de la différenciation magmatique
A. Cristallisation des minéraux pétrogènes (stade orthomagmatique)
Les minéraux les plus réfractaires (olivine, pyroxène, plagioclases basiques)

cristallisent en premier lieu en formant des roches ultrabasiques (dunites, pyroxénites,
péridotites) et basiques (gabbros, norites) avec des accumulations d’éléments utiles associés.
Le quartz et les feldspaths alcalins cristallisent en dernier lieu en formant des
roches acides (granites, granodiorites, syénites) e des minéraux utiles qui leur sont liés.
B. Séparation du bain résiduel (stade pegmatitique)
Le bain résiduel saturé en composants volatils et en vapeurs d’eau se sépare du

massif intrusif en formant des pegmatites.
C. Liquéfaction des composants volatils (stade postmagmatique)
Les constituants volatils se liquéfient pour former des solutions hydrothermales ou

pneumatolyto-hydrothermales dans les roches encaissantes.
VI.2.2. Gisements orthomagmatiques
Les gisements magmatiques sont formés des minéraux cristallisant dans le magma
à des températures de l’ordre de 1500 à 900 °C et sous une forte pression, à plusieurs
kilomètres de profondeur. Ils sont étroitement liés aux roches mères. La formation des
gisements peut s’étendre jusqu’au stade final de différenciation.
Les gisements magmatiques sont principalement associés aux roches basiques et
ultrabasiques. C’est le cas des gisements de Cr-Pt du Bushveld complex (RSA) et du Great
dyke of Zimbabwe et des kimberlites

Les roches basiques (gabbros, norites, anorthosites) contiennent des gisements de

titane, vanadium, cuivre, fer, aluminium, nickel, cobalt, platinoïdes Pd , Rh, Ru  ,
chrome,…
Aux roches acides (granites, pegmatites, granitoïdes) sont associés les minéraux
suivants : columbite, monazite, zircon, ilménite, loparite, pyrochlore, qui sont la source de
Nb, Sn, Zr , Ce, Ti, Th .
VI.3. GISEMENTS D’AFFILIATION SEDIMENTAIRE ET METAMORPHIQUE
VI.3.1. Gisements d’affiliation sédimentaire
Les processus conduisant à la formation des sédiments comprennent l’altération

ou l’érosion des roches préexistantes, le transport des produits résultants et leur sédimentation
ou dépôt dans des lieux calmes, non agités. Les gisements des métaux utiles se forment par
suite des processus géologiques qui se déroulent dans la zone superficielle de l’écorce
terrestre. Ces processus aboutissent à l’accumulation des masses minérales, parmi lesquelles
se retrouvent de gisements des minéraux utiles.
VI.3.1.1. Gisements d’altération ou d’érosion
L’altération des roches endogènes, métamorphiques ou sédimentaires donne des

produits mobiles et des produits résiduels qui restent sur le lieu même de la destruction
physique ou chimique des roches.
a. Gisements résiduels
Ils résultent d’une prédominance de l’altération chimique. Ce sont notamment :

 Gisements de kaolin formés aux dépens des feldspaths ;
 Gisements latéritiques à Fe, Ni, Co, Mn, ainsi que les bauxites ;
 Gisements de fer limonitique et des chapeaux de fer de la zone
d’oxydation des gisements sulfurés.
Cas des concentrations résiduelles d’aluminium: les bauxites

Bien que l’aluminium puisse théoriquement être extrait de toute roche ou minéral
riche en alumine, comme par exemple l’argile, la néphéline, la syénite, l’alumine et les
feldspaths, la bauxite est le seul minerai de ce métal. La bauxite n’est pas un minéral, mais
plutôt une roche contenant au moins l’un de ces trois hydroxydes : la gibbsite
 Al2 O3 .3H 2 O , la boehmite  Al2 O3 . H 2 O et le diaspore  Al2 O3 . H 2 O . Généralement,

les bauxites sont des mélanges de plusieurs hydroxydes d’aluminium et de fer et

accessoirement des minéraux argileux (kaolinite, illite,…), la silice libre et les minéraux de
titane (rutile, anatase).
Pour son extraction par les procédés existants, l’alumine doit titrer au moins 30%
dans le minerai.
Pendant l’altération chimique de ces roches, les éléments chimiques facilement
solubles (potentiel ionique < 3) sont lessivés lors de la dissolution des minéraux porteurs,
tandis que les éléments peu mobiles tels que Al et Fe , reprécipitent sur place pour former
des minéraux peu solubles. L’extrémité ferrugineuse de la série constitue un minerai de fer,
tandis que le pôle alumineux est représenté par la bauxite.
b. Gisements détritiques
Se forment suite à l’accumulation mécanique (due à l’érosion) des substances

utiles (placers), telles que or, platine, cassitérite, magnétite, ilménite, monazite, zircon,
diamant, hématite, pyrolusite, sphène…
Les gisements liés à la sédimentation détritique : ce sont des dépôts meubles ou consolidés de
substances utiles sous forme de débris. On y trouve des minéraux lourds, résistants à l’usure,
inertes chimiquement. Les accumulations de galets, graviers, argiles constituent des gisements
détritiques.
On distingue :
 Gisements éluvionnaires : dépôts meubles à élément utile issu de la
fragmentation du gisement primaire, restés sur place ou ayant glissé lentement sur la pente
vers la vallée.
 Gisements alluvionnaires : après un transport et remaniement des débris issus
du gisement primaire et des éluvions, on obtient des placers alluvionnaires fluviatiles ou
marins (climat humide : diamant de la RDC) ou éoliens (climat sec, exemple : diamant de
Namibie).
VI.3.1.2. Gisements d’infiltration
Ces gisements appelés aussi de substitution se mettent en place dans les roches
fissurées par précipitation des éléments contenus dans les eaux froides de surface, notamment
Fe, Mn, Cu,U ,V , P . Ils sont épigénétiques.
Quand un gisement sulfuré est exposé en surface, il est oxydé. La zone
d’oxydation descend, en principe jusqu’à la surface piézométrique. Cependant dans certains

cas, elle peut s’arrêter au-dessus ou descendre plus bas que la surface piézométrique actuelle ;
sa position est alors conditionnée par les anciennes surfaces piézométriques et par les
caractéristiques hydrogéologiques et structurales des roches encaissantes. D’une manière
générale, la zone d’oxydation est haute de quelques dizaines de mètres (30 à 80m au Katanga
méridional).
Dans la zone d’oxydation, au-dessus du niveau piézométrique, l’eau circule
rapidement vers le bas. Elle est chargée d’oxygène et de gaz carbonique atmosphériques et
elle dissout les éléments chimiques des roches et des minerais qui sont entraînés vers le bas.
La partie sommitale de la zone d’oxydation est appelée chapeau de fer ou « gossan ». Elle est
composée d’oxy-hydroxydes de fer (hématite, goethite, magnétite). La partie inférieure de la
zone d’oxydation comprend les minéraux oxydés comme la calamine ou hémimorphite,
malachite, azurite, cornétite, cuprite, hétérogénite, chrysocolle, etc. (figure 54).
Chapeau de fer
O
Lessivage
CO2
Zone
d’oxydation
Nappe
phréatique
Zone de cémentation
Minéraux
Protor
Minéraux supergènes
e
hypogènes
Figure 54. Allure d’un gisement de substitution avec les différentes zones de minéralisations
Au-dessous de la surface piézométrique, dans la zone de saturation (d’eau), les
roches sont imbibées d’eau en permanence. L’eau descend lentement vers les points bas. Les
solutions descendantes contenant les éléments dissous dans la zone supérieure réagissent sur
les sulfures primaires (exemple : chalcopyrite, pyrite) et précipitent des sulfures secondaires,
supergènes, à l’instar de la bornite, chalcosine, covelline : c’est la zone de cémentation. Cette
zone est souvent plus enrichie que la zone d’oxydation et le minerai primaire.
Dans la zone de stagnation (d’eau), l’eau ne contient pas d’oxygène libre et ne se
déplace presque pas. Les sulfures sont en équilibre avec l’eau et le minerai primaire n’y est pratiquement pas
modifié : c’est la zone de minerai primaire (protore) ou hypogène.

VI.3.1.3. Gisements sédimentaires d’origine chimique
Ce sont des gisements de précipitation. Ils sont marins, lacustres.

Citons :
 Gisements de fer à limonite, sidérite, hématite ;
 Gisements mixtes à fer et manganèse ;
 Gisements évaporitiques découlant de l’évaporation et sursaturation en
climat sec. On trouve notamment du gypse, anhydrite, halite, sylvite, etc.
 A titre indicatif, relevons le cas des gisements des matériaux de
construction comme les calcaires et les dolomies.
VI.3.1.4. Gisements sédimentaires d’origine biochimique
Ils résultent de la mort d’organismes et microorganismes animaux et végétaux. La

matière organique résultante donne après maturation les formations suivantes :
 Combustibles : tourbes, charbons, shales bitumineux, pétrole et gaz ;
 Phosphorites à squelettes d’organismes marins ;
 Diatomites formées d’opale ;
 Calcaires organogènes.
VI.3.2. Gisements d’affiliation métamorphogène
Le métamorphisme comprend l’ensemble des processus conduisant à la

transformation des roches soumises à la température et à la pression élevées, avec le
phénomène de métasomatose.
A. Gisements métamorphisés
Ils sont formés au détriment des gisements préexistants ; c’est le cas de certains
gisements de Fe, Mn, Au,U , dont les accumulations étaient sédimentaires. L’hydroxyde de
fer donne l’hématite et la magnétite.
Le gisement Au – U de Witwatersrand en RSA appartient à cette catégorie. Il est
encaissé dans un conglomérat qui a subi un métamorphisme ultérieur.
B. Gisements métamorphiques
Résultent du métamorphisme des roches sédimentaires. Citons à titre illustratif la

formation du marbre à partir du calcaire, l’ardoise du shale argileux.

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
-BARIAND, P., CESLERON, F. &GEFFROY, 1995 : Les minéraux, leurs gisements, leurs
associations, Ed. Dunod
-BOURQUE, P.A., 2000, Planète Terre -– Université Laval (Québec) – cours de géologie
générale disponible sur la toile, 2000
http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/science.terre.html
e
-CALEMBERT, L. & PEL, J., 1972, Introduction à la Géologie de l’Ingénieur, (2 édition) ––
Cours de la Faculté des Sciences Appliquées de l’Université de Liège
-DEJONGHE, L., 1998, Guide de lecture des cartes géologiques de Wallonie -– éd : Direction
Générale des Ressources Naturelles et de l’Environnement
e
- DERCOURT, J. & PAQUET, J., Géologie : objets et méthodes, (9 édition) - - éd : Dunod,
1995.
- FOUCAULT, A. & RAOULT, J.F., 2010, Dictionnaire de Géologie, Ed. Dunod

- HOCHLEITNER, R., 1987, Minéraux et cristaux, Ed. Nathan Nature
-MICHEL, J.P., 1997, Géologie Appliquée au Génie Civil, Notes du cours prises par Olivier
Germain au courant de l’année académique 1996-1997.
e
-POMEROL, C. & RENARD, M., 1997, Eléments de géologie, (11 édition) - - Coll.
Enseignement des Sciences de la Terre - éd : Masson
-POMEROL, C., LAGABRIELLE, Y. & RENARD, M., 2003, Eléments de Géologie, Ed.
Dunod

TABLE DES MATIERES

INTRODUCTION
CHAPITRE I. GEOLOGIE : OBJET & METHODES
CHAPITRE II. ORIGINE ET STRUCTURE DE LA TERRE-TECTONIQUE DES

PLAQUES
CHAPITRE III. LES MATERIAUX DE L’ECORCE TERRESTRE
CHAPITRE IV. LA STRATIGRAPHIE
CHAPITRE V. LA TECTONIQUE ET LES NOTIONS DE GEOLOGIE

STRUCTURALE
CHAPITRE VI. LES GISEMENTS METALLIFERES

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UNIVERSITE DE LUBUMBASHI

COURS DE GEOLOGIE GENERALE

Cours destiné aux étudiants de Bac 2 Mines

Par : Prof. Ord. Gabriel MAKABU

Année Académique 2018 – 2019

Avec comme prérequis, les notions de physique, chimie, mathématique, géométrie,

Le présent cours s’adresse aux étudiants désireux de connaître la planète Terre, sa

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

CHAPITRE I. GEOLOGIE : OBJET & METHODES

I.1. LES SCIENCES GEOLOGIQUES ET LEUR OBJET

La Terre est constituée de corps minéraux et organiques ; ces derniers, cantonnés à

 Système cubique : cube ;

 Système quadratique : prisme droit à 4 faces latérales rectangulaires

 Système orthorhombique : prisme droit à 4 faces latérales rectangulaires

 Système monoclinique (ou clinorhombique) : prisme oblique à 4 faces

 Système triclinique : prisme oblique à 4 faces latérales et à bases

 Système rhomboédrique : 6 faces losangiques égales ;

 Système hexagonal : prisme droit à 6 faces latérales rectangulaires égales.

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Figure 1. - Les 7 systèmes cristallins

Figure 1. Les 7 systèmes cristallins

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

 La symétrie par rapport à un centre (inversion) ;

La réflexion : Se définit par rapport à un plan de symétrie appelé miroir ou plan de

Figure 3. - Réflexion par rapport à un miroir

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Les mécanismes qui président à la formation des roches sédimentaires se rattachent

Figure 5. RAT (roche argilo talqueuse) grise

Les formations rocheuses, qu’elles soient sédimentaires ou magmatiques, peuvent

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Dispositif WENNER (fig. 6)

Figure 6. Dispositif Wenner

Dispositif SCHLUMBERGER (fig. 7)

Figure 7. Dispositif Schlumberger

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Figure 8. Différents trajets empruntés par les ondes sismiques

La vitesse des ondes surfaciques 0.92Vs

Pour déterminer l'épaisseur h3 de la 3ème couche par exemple, on part de la

Connaissant les profondeurs h1 et h2 des deux couches supérieures, on peut tirer

On se sert des formules suivantes :

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Tableau 1. Vitesse de propagation des ondes longitudinales dans quelques roches

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

La géochimie, comme son nom l’indique, est la chimie de la Terre.

I.2. LE TEMPS EN GEOLOGIE

I.2.1. Le temps de la stratigraphie

Figure 9. Le principe de stratigraphie est

I.2.2. Le temps des fossiles

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

I.2.3. Le temps de la radioactivité

La radioactivité fournit le temps dont le géologue a besoin. En effet, la loi de

De cette manière, une échelle chronologique absolue a pu être surimposée à

Figure 10. Echelle des temps géologiques

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

CHAPITRE II. ORIGINE ET STRUCTURE DE LA TERRE-

II.1. La Terre dans l’Univers et le système solaire

Figure 11. La galaxie Voie Lactée

Par le Professeur Ordinaire Gabriel MAKABU K.

Figure 12. Le système solaire

Figure 13. Les planètes du système solaire sur leurs orbites