UNIVERSITE DE MBUJIMAYI

Fondation Cardinal Joseph Albert MALULA

B.P. 225 MBUJIMAYI

Notes de Cours de Pétrologie

Notes de Cours Destinées aux étudiants de G3 Génie Civil

de l’Université de Mbujimayi

Par Victor FARIALA MUCHANGA

Ingénieur Civil des Mines

2022 - 2023
1. Introduction

La pétrologie est l’étude des processus responsables de la formation des roches alors
que la pétrographie s’attache à décrire les roches. Les propriétés essentielles des roches
magmatiques et métamorphiques sont la composition minéralogique, la composition
chimique, la fabrique et les relations spatio-temporelles avec les autres formations.

1.2 DU MINERAL A LA ROCHE

Trois grands types de roches forment la croûte terrestre : ignées, sédimentaires et

métamorphiques. Le schéma qui suit présente, en un coup d'œil, ces trois grands types, ainsi
que les processus qui conduisent à leur formation.

On parlera également de roches endogènes et exogènes :

1.2.1 LES ROCHES ENDOGENES :

Ces sont les roches qui se forment dans les grandes profondeurs de la terre. Ce type de
roches englobe essentiellement les roches ignées, et les roches métamorphiques.

12.2. Les roches ignées (magmatiques) :

Appelées également les roches magmatiques, elles se sont formées par solidification de
matières fondues émanées de l’intérieur de la Terre. À moins de 20 kilomètres de profondeur,
on trouve déjà des températures dépassant les 1400°C, à cette température, les matériaux qui

2
forment le manteau fondent et se transforment en masse visqueuse. On appelle cette masse
visqueuse le magma. C’est de là que vient le nom de roches magmatiques ou roches de feu.

À cause de certains mouvements de convection et des différences de pressions, le magma

remonte à la surface en certains endroits. En remontant, il refroidit et se durcit. Au moment où
le magma se solidifie, il y a formation de cristaux, donnant naissance à une masse solide de
roches cristallines. Ce sont les roches magmatiques ou ignées. Elles composent près de 90 %
de la croûte terrestre.

Le magma :
Un magma peut être définit comme étant un bain naturel de silicates en fusion qui peuvent
contenir des cristaux ou des fragments de roches en suspension. Il se caractérise par ça
composition qui est essentiellement silicatée, une température élevée de l'ordre de 1200 à
1500°C, et également une viscosité suffisante pour couler. On peut également trouver des
oxydes, des sulfures, des gaz (surtout le CO2), de la vapeur d'eau.

1.2.3. Bases de la formation des roches magmatiques : Deux processus principaux sont à
la base de la formation des roches magmatiques il s’agit de :

A/ Fusion partielle :
Lorsqu'un matériau rocheux fond, la fusion n'est que très rarement totale (sauf parfois lors
d'une fusion de la croûte continentale dans des conditions particulières). Dans la plupart des
cas, la fusion n'est que partielle et dépasse rarement 30%. Or cette fusion partielle est
inadéquate. Sachant que le liquide obtenu n'a pas la même composition que la roche de départ.
Ceci est du aux associations de minéraux de natures différentes qui forment la roche. Tous les
minéraux ne fondent pas à la même température et les éléments chimiques vont avoir des
comportements différents lors de la fusion.

B/ Cristallisation fractionnée :

La différence de comportement des éléments chimiques observés lors de la fusion partielle

est également observée lorsque le magma cristallise en refroidissant. Lors de sa remontée vers
la surface, un magma peut séjourner plus ou moins longtemps dans des chambres
magmatiques où il va progressivement refroidir et commencer à cristalliser. Les premiers
minéraux qui vont se former sont des minéraux ferromagnésien (Fe+Mg). Donc le liquide
magmatique va progressivement s'appauvrir en Fe et Mg, et inversement progressivement
s'enrichir en Si et Al. C'est ce qu'on appelle "la différenciation magmatique".

1.1.4. Les minéraux constitutifs des roches éruptives :

Une demi-douzaine de familles de minéraux constitue à elles seules la totalité des roches
magmatiques. Parmi ces familles, on distingue d’une part, celles du quartz, des feldspaths et
des feldspathoïdes qui sont des minéraux de couleur claire, et d’autre part, les minéraux
ferromagnésiens (micas, pyroxènes, amphiboles et péridots) qui sont comme leur nom
l'indique, des silicates de fer et de magnésium et dont les couleurs sombres vont du vert foncé
jusqu’au noir. Tous ces minéraux sont des silicates.

3
2. Les roches magmatiques

Les roches magmatiques résultent de la cristallisation de magmas en surface

(volcanisme) ou en profondeur (plutonisme). Les magmas sont eux-mêmes des liquides
silicatés, chargés ou non de cristaux et pouvant contenir une phase fluide.

Les liquides silicatés naturels ont une composition chimique complexe puisqu’on
reconnaît généralement 11 éléments majeurs (Si, Al, Ti, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K, OH, P) et
que les teneurs en éléments volatils (H2O, CO2, F, Cl,…) sont très variables. Les
caractéristiques physiques des magmas (température, densité, viscosité) sont aussi diverses.

La composition chimique des roches magmatiques se représente sous forme d’oxydes

(éléments majeurs, mineurs) et sur base de la teneur en SiO2 on distingue les groupes suivants:
- roches acides : > 66% SiO2
- roches intermédiaires : 52 à 66 % SiO2
- roches basiques (mafiques) : 45 à 52 % SiO2
- roches ultrabasiques (ultramafiques) : ≤45 % SiO2

Basalte Andésite Rhyolite

SiO2 50.68 60.48 73.95
TiO2 1.49 0.81 0.28
Al2O3 15.60 16.30 13.48
FeO 9.85 - 1.13

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 Fe2O3 - 7.90 1.50
MgO 7.69 2.57 0.40
MnO - 0.19 0.06
CaO 11.44 6.35 1.16
Na2O 2.66 3.94 3.61
K2O 0.17 1.25 4.37
P2O5 0.12 0.21 0.07

2.1. Composition minéralogique

Les minéraux essentiels des roches magmatiques appartiennent à la classe des

Silicates:
- quartz
- feldspaths : orthose KAlSi3O8- albite NaAlSi3O8 – anorthite CaAl2Si2O8
- feldspathoïdes : néphéline Na3K(AlSiO4)4 – leucite KAlSi2O6
- micas : muscovite KAl2(AlSi3O10)(OH)2 – biotite K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 -
olivine (Mg,Fe)2SiO4
- pyroxènes
- amphiboles

quartz, feldspaths, feldspathoïdes = minéraux felsiques olivine,

biotite, pyroxènes, amphiboles = minéraux mafiques

+ minéraux accessoires tels que apatite Ca5(PO4)3(OH,F,Cl), ilménite FeTiO3, magnétite

Fe3O4, zircon ZrSiO4, sphène CaTiSiO5

Sur base du pourcentage en volume de minéraux mafiques, on classe les roches magmatiques
en trois catégories :
- leucocrates (0 à 30%) ;
- mésocrates (30 à 60 %) ; - mélanocrates (60 à 100%).

2.2. Textures

La texture est déterminée par la taille et la forme des minéraux et leurs relations
spatiales. Selon le chemin cinétique suivi au cours de la cristallisation, des magmas de
composition identique peuvent donner lieu à des roches de textures très différentes.

Selon la granulométrie, on distingue :

•roches phanéritiques ou grenues (les minéraux se distinguent à l’œil nu)
-finement grenues : ≤ 1 mm
-moyennement grenues :1 à 5 mm
-grossièrement grenues : 5 mm à 3 cm
•roches aphanitiques (les minéraux se distinguent au microscope)
•roches vitreuses
•roches volcanoclastiques
Les roches phanéritiques et aphanitiques sont souvent équigranulaires (tous les grains ont une
taille similaire). Cependant, la texture porphyrique caractérisée par des cristaux de grande
taille (phénocristaux) dans une matrice plus fine (mésostase, matrice), est aussi très fréquente.

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Selon leur forme, on distingue des minéraux idiomorphes (ou automorphes), hypidiomorphes
et xénomorphes.

2.3. Différents modes de mise en place des roches plutoniques et des roches volcaniques

Les principaux types d'intrusions sont les suivants:

-sills: corps tabulaires concordants par rapport à la foliation ou la stratification (Sill de
Palisades, New York-New Jersey);
-laccolites:intrusions concordantes, généralement mises en place dans des roches
sédimentaires non déformées, ayant une forme de champignon;
-lopolites:intrusions concordantes, généralement stratiformes, en forme de bassin ou
d'entonnoir (Complexe du Bushveld, Afrique du Sud);
-dikes: intrusions de faible épaisseur, tabulaires et discordantes par rapport à la foliation ou la
stratification de l'encaissant (Faisceau de dikes Mac Kenzie, USA);
-batholites: intrusions de grande taille (>100km2), de composition intermédiaire à acide
concordantes à discordantes par rapport à l'encaissant.

Les éruptions volcaniques quant à elles peuvent être fissurales ou centrales (cônes, volcans
boucliers, dômes volcaniques, cônes de cendres, stratovolcans, calderas). Selon leur structure,
on distingue des laves cordées (Pahoehoe), des laves Aa, des coulées de blocs ou finalement
des laves en coussins.

Roches plutoniques
• granite : roche souvent grenue, de teinte claire ( blanche, grise, rosée, rouge, bleutée)
composée essentiellement de quartz, orthose et plagioclase (albite, oligoclase) ± biotite, mica
blanc, amphibole, apatite, sphène, zircon.

• diorite : roche grenue, mésocrate, composée principalement de plagioclase (% en

Anorthite < 50), d’amphibole et de biotite. Le pyroxène peut être présent. Le quartz est absent
ou peu abondant.

• gabbro : roche souvent grenue, mésocrate à mélanocrate, composée essentiellement de

plagioclase (% en Anorthite ≥ 50), de pyroxènes et d’olivine.

• péridotite : roche plutonique grenue, holomélanocrate avec 90 à 100% de minéraux

ferromagnésiens (olivine, pyroxènes).

Roches volcaniques
Les roches volcaniques étant souvent aphanitiques, elles sont désignées d’après leur
composition minéralogique et chimique.

• rhyolite : c’est l’équivalent volcanique du granite et contient souvent des cristaux de

quartz et d’orthose (obsidienne = rhyolite entièrement vitreuse)

• andésite : c’est l’équivalent volcanique de la diorite, souvent de couleur grise elle

contient des phénocristaux de plagioclase, d’amphibole, de biotite et parfois de pyroxène.

• basalte : c’est l’équivalent volcanique du gabbro et représente la roche volcanique la

plus abondante (croûte océanique). De couleur noire, elle contient des phénocristaux plus ou
moins abondants de plagioclase, pyroxène et olivine.

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2.4. Classification des roches magmatiques

Il est difficile d’établir une classification étant donné que la composition chimique et
les textures des roches magmatiques sont très variables. Par ailleurs, ces roches se mettent en
place dans une très large gamme d’environnements géologiques et il n’existe pas de
subdivisions naturelles. L’établissement d’une classification rigoureuse est cependant
nécessaire pour permettre une bonne communication entre pétrologues, pour systématiser
l’information et extraire des modèles.

Les critères de classification doivent répondre à plusieurs exigences. Idéalement, ils

seront objectifs, non génétiques et pouvant être appliqués facilement. En outre, ils doivent
avoir une valeur statistique et doivent prendre en compte l’historique. La nomenclature
présentée ci-dessous est celle qui a été adoptée à l’échelle internationale suite au travail d’une
commission de l’Union Internationale des Sciences Géologiques (IUGS : Le Maître, 1989).

2.4.1. Les roches plutoniques

• La proportion des minéraux felsiques (quartz, feldspaths, feldspathoïdes) est supérieure à

10% : losange Q (quartz)-A(feldspath alcalin)-P(plagioclase)-F(feldspathoïdes)

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Le domaine situé à l’aplomb du pôle P est subdivisé en gabbro, diorite et anorthosite en
utilisant la composition du plagioclase et la nature du ferromagnésien dominant.

Composition du plagioclase Ferromagnésien dominant

Gabbro An>50 clinopyroxène, olivine
Diorite An<50 hornblende, biotite
Anorthosite An30 à An60 <10%

• Lorsque la proportion de minéraux mafiques est supérieure à 90%, on détermine le nom de

la roche en considérant les proportions relatives de l’olivine, de l’orthopyroxène et du
clinopyroxène.

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2.4.2. Les roches pyroclastiques et les tephra

Il s’agit des dépôts résultant d’une éruption volcanique explosive. On parle de roche
pyroclastique ou de tephra lorsque la proportion de débris, appelés pyroclastes, dépasse 75%.
Les pyroclastes sont des fragments de cristaux, de verre ou de roches et sont classés par
granulométrie croissante (voir tableau ci-dessous).

Taille (mm) Type de "claste" Tephra non consolidé Roche pyroclastique

>64 Bombe, bloc Tephra de blocs ou Brèche pyroclastique
bombes
Entre 2 et 64 Lapillus Tephra de lapili Tuff de lapilli
Entre 1/16 et 2 Grain de cendre grossière Cendre grossière Tuff de cendres
grossières
<1/16 Grain de cendre fine Cendre fine Tuff de cendres fines

2.4.3. Les roches volcaniques

La présence d’une proportion plus ou moins importante de verre dans les roches
volcaniques rend délicate la classification sur base des proportions des différents minéraux.
Néanmoins, en première approximation, on utilise celles-ci pour donner un nom préliminaire
à une roche volcanique. Ces proportions sont reportées dans un losange Q (quartz)-
A(feldspath alcalin)-P(plagioclase)-F(feldspathoïdes) semblable à celui utilisé pour les roches
plutoniques.

9
De manière à tenir compte de la présence de verre dans les roches volcaniques, on utilise
également une classification basée sur la composition chimique globale des échantillons
(analyses d’échantillons non altérés recalculées à 100% sans les éléments volatils). Dans un
diagramme X-Y, on reporte en abscisse la teneur en SiO2 et en ordonnée la somme des
alcalins (Na2O+K2O) (diagramme TAS (total alkali Si) (Le Bas et al., 1992).

2.4.4. Classification des suites de roches

Les diagrammes qui précèdent sont utilisés pour donner un nom à un échantillon de
roche particulier. Depuis le début du 20ème siècle, les pétrologues ont observé que des
associations de roches magmatiques, appelées suites ou séries magmatiques, s’observent dans
des contextes géologiques spécifiques. Par exemple, les roches volcaniques échantillonnées
sur les îles océaniques sont plus riches en alcalins (Na2O, K2O) que les roches volcaniques

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situées sur le pourtour de l’océan Pacifique. Cette division en suites de roches alcalines et
subalcalines existe toujours et est représentée dans un diagramme Na2O+K2O versus SiO2.

d’après Winter (2001)

Dans le groupe des suites subalcalines, on distingue deux types de suites magmatiques. La
suite tholéiitique qui se caractérise par un FeOt/MgO élevé et la suite calco-alcaline. Ces
deux suites sont différenciées dans un diagramme triangulaire A(Na2O+K2O)-
F(FeOt)M(MgO).

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2.5. Origine et évolution des magmas

Les bases de données géochimiques actuellement disponibles pour les roches

magmatiques révèlent une grande diversité de composition chimique. Celle-ci résulte d’un
ensemble de processus qui déterminent d’une part, la composition des magmas parents des
suites magmatiques et d’autre part, le chemin de cristallisation.

Le magma parent est le magma produit par la fusion partielle d’une source donnée. La
composition de ce magma parent est déterminée par la composition de la source et par les
conditions dans lesquelles s’est déroulé le processus de fusion partielle (pression, température,
taux de fusion partielle,…). La Terre est essentiellement solide sauf le noyau externe constitué
d’un alliage de Fe-Ni liquide et une partie du manteau terrestre, l’asthénosphère, qui contient
une faible proportion de liquide. Les magmas sont donc produits dans des conditions
particulières par décompression, par augmentation de température ou lorsque des volatils sont
introduits dans le système. Le manteau terrestre est constitué de roches ultramafiques
(péridotites) qui par fusion partielle vont produire des basaltes. La fusion partielle du manteau
se produit par décompression adiabatique. Ce phénomène intervient soit lors de la remontée
du manteau suite à l’extension du plancher océanique à l’aplomb des rides médio-océaniques,
soit lors de la remontée de panaches mantelliques issus du manteau profond. Dans le premier
cas, les basaltes produits vont contribuer à la formation de la croûte océanique et dans le
deuxième cas, ils vont souvent former des îles océaniques (ex : Hawaii). La croûte
continentale étant beaucoup plus hétérogène que le manteau, les liquides produits par fusion
partielle ont également une composition beaucoup plus variable. La fusion partielle de la
croûte continentale résulte souvent d’une augmentation de température liée à la mise en place
de magmas basaltiques chauds à la base de la croûte continentale (sous-plaquage basaltique)
ou à un épaississement de la croûte lors des orogenèses.
12
 Les magmas parents étant des solutions silicatées complexes, leur cristallisation
s’effectue généralement dans un intervalle de température en produisant plusieurs espèces de
minéraux. Au cours de ce chemin de cristallisation qui peut être étudié à l’aide de
diagrammes de phases, la composition du liquide silicaté évolue ainsi que la nature et la
composition des phases minérales qui cristallisent à partir des liquides successifs. Par ailleurs,
la composition des magmas parents peut être modifiée de façon plus ou moins prononcée suite
à un ensemble de processus appelés processus de différenciation. On reconnaît différents
processus de différenciation :

Différenciation en système fermé

• Cristallisation fractionnée
On entend par cristallisation fractionnée tout processus qui permet de séparer le
liquide silicaté et les minéraux initialement formés. Le processus le plus important est
l’accumulation par gravité. Par exemple, dans les chambres magmatiques basaltiques,
l’olivine cristallise assez tôt et comme sa densité est plus élevée que celle du liquide
basaltique, elle pourra s’accumuler par gravité au fond de la chambre magmatique et former
ainsi ce qu’on appelle des cumulats.

• Immiscibilité de liquides
Certains types de liquides silicatés ont une composition telle qu’ils se séparent en deux
liquides de compositions différentes. Ce processus a été observé expérimentalement et dans
certains situations naturelles.

• Séparation d'une phase fluide

Les éléments volatils les plus abondants dans les magmas sont H2O et CO2. Le début
de la cristallisation des magmas impliquant le plus souvent des phases anhydres et non
carbonatées, ces éléments volatils se concentrent de plus en plus dans la phase liquide
résiduelle jusqu’au moment où la saturation en fluide est atteinte. Une phase fluide se sépare
alors du magma et entraîne avec elle d’autres constituants que H2O et CO2 comme par
exemple F, Cl, éléments alcalins,… La composition du magma résiduel est donc modifiée.

Différenciation en système ouvert

• Mélange de magmas (inhomogène, homogène)

On observe fréquemment dans les intrusions magmatiques des enclaves aux contours
arrondis ayant une composition chimique et minéralogique différente de celle du magma
encaissant. On interprète ces enclaves qui sont dans certains cas très abondantes comme des
« gouttes » d’un liquide silicaté qui a été mélangé au magma hôte alors qu’ils étaient toujours
à l’état liquide (totalement ou partiellement).

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 • Assimilation
Comme les magmas se mettent en place dans un ensemble de roches encaissantes et
prennent un certain temps pour cristalliser, ce magma subit un certain degré de contamination
par assimilation des roches encaissantes. Cette assimilation est soit simplement physique, soit
les roches de l’encaissant sont partiellement ou totalement dissoutes dans le magma.

Les diagrammes de variation

La composition chimique des roches observées dans un corps magmatique donné a préservé la
mémoire des processus de différenciation et de la composition du magma parent. C’est
pourquoi on représente ces compositions dans des diagrammes chimiques simples. Ces
diagrammes sont soit des diagrammes X-Y (diagrammes de Harker) avec en abscisse un
indice de différenciation, soit des diagrammes triangulaires tels que le diagramme AFM
utilisé pour la classification des roches magmatiques. L’indice de différenciation le plus
couramment choisi est SiO2 puisque cet élément augmente souvent de manière continue au
cours de la différenciation.

3. Les roches métamorphiques

Les roches métamorphiques sont des roches d’origine magmatique ou sédimentaire qui
ont été soumises à des conditions de pression et température différentes de celles de leur
formation. Cette remise à l’équilibre induit des changements de composition minéralogique
et/ou de texture. Ces changements se produisent à l’état solide.

3.1. Les facteurs du métamorphisme

• La température
Au sein de la croûte, la température augmente avec la profondeur. Le taux d’augmentation de
T en fonction de P s’appelle le gradient géothermique. Il varie selon les régions et a une
valeur moyenne de l’ordre de 30°C/km.
On considère arbitrairement que la limite inférieure du métamorphisme est donnée par la
diagenèse et on place cette limite à une température de l’ordre de 100 à 150°C. La limite
supérieure est déterminée par le début de la fusion partielle des roches. La température à
laquelle débute la fusion dépend de la composition de la roche et de la présence ou non d’une
phase fluide. Dans le cas des roches sédimentaires en présence d’une phase fluide la fusion
partielle commence vers 700°C-900°C.
14
• La phase fluide
La présence de minéraux hydratés et/ou carbonatés ainsi que les inclusions fluides piégées
dans les minéraux des roches métamorphiques témoignent de l’existence d’une phase fluide
au cours du métamorphisme. Celle-ci a une composition complexe. Les constituants majeurs
sont H2O et CO2, les constituants mineurs étant NaCl, CH4, etc. Etant données les conditions
de pression et température, il s’agit de fluide supercritique. Le plus souvent, la pression du
fluide intergranulaire peut devenir égale à la pression lithostatique.

• La pression
La pression en un point exercé par le poids des roches susjacentes est la pression lithostatique
(P=hρg où h=épaisseur de roches, ρ=densité des roches, g=accélération de la pesanteur). On
suppose généralement que la pression en un point est uniforme et égale à la pression
lithostatique. Celle-ci étant uniforme, elle ne provoque pas de déformation. Cependant, dans
de nombreux contextes géologiques, des pressions inégales sont exercées sur les roches et
provoquent leur déformation.

3.2. Les types de métamorphisme

3.2.1. Le métamorphisme de contact

Lors de la mise en place d’une intrusion dans des roches encaissantes généralement
plus froides, la chaleur transmise par conduction provoque la formation d’une "auréole de
contact". Suite à l’augmentation de température, une série de réactions métamorphiques
prennent place et induisent la recristallisation de nouvelles paragenèses. Ce processus a lieu
en l’absence de contraintes dirigées et les roches ainsi formées sont généralement compactes,
d’où leur nom de "cornéennes de contact". La quantité de chaleur dégagée par l’intrusion
dépend de la composition chimique du magma ainsi que de la taille de l’intrusion.

3.2.2. Le métamorphisme régional

Au sens large, ce type de métamorphisme implique une grande extension latérale. On

distingue :
-le métamorphisme régional associé aux zones orogéniques et caractérisé par le
développement d’une schistosité ;
-le métamorphisme d’enfouissement spécifiquement observé dans les épaisseurs importantes
de dépôts volcano-sédimentaires en l’absence de contraintes dirigées ;
-le métamorphisme hydrothermal de la croûte océanique qui se développe à l’aplomb des
rides océaniques suite à d’importantes circulations hydrothermales.

3.2.3. Le métamorphisme d’impact

Ce type de métamorphisme apparaît lors de l’impact de météorites. Il se caractérise par

des faciès particuliers (brèches, quartz choqués,…) liés à l’important dégagement d’énergie et
à la rapidité du processus.

3.2.4. Le métamorphisme dynamique

Il se développe localement dans des zones de failles.

Le métamorphisme qui se déroule à pression et température croissantes est dit métamorphisme

prograde. Néanmoins, il est fréquent que des roches équilibrées à des température et pression
élevées évoluent ensuite selon des conditions de température et pression décroissantes. Il
s’agit alors de métamorphisme rétrograde.
15
3.3. La classification des roches métamorphiques

Comme on le verra, cette classification se révèle simple malgré la diversité de

compositions des roches et des conditions de pression et température.

La nomenclature doit couvrir l’ensemble du spectre des roches observées et fournir des
termes univoques. Les critères de classification qui peuvent être utilisés sont les suivants : -
minéralogie ;
-structure ;
-nature de la roche de départ ; -conditions
du métamorphisme (P-T) ; -composition
chimique de la roche.

Comme les compositions minéralogique et chimique des roches métamorphiques

couvrent une très large gamme, il n’est pas possible d’établir une classification sur base de
quelques critères. La sous-commission de l’Union internationale des sciences géologiques
(IUGS) chargée de la systématique des roches métamorphiques a donc sélectionné des
critères de base qui sont directement observables et non génétiques. Ceux-ci sont : la
structure, la minéralogie et la composition de la roche de départ. Ces critères de base
permettent de définir des noms composés. La terminologie proposée par la sous-commission
est donnée en anglais et il n’y a pas encore eu de traduction officielle dans les autres langues
des termes utilisés.

Les roches métamorphiques sont d’abord subdivisées en trois groupes principaux (root
terms) sur base de la structure. On définit ainsi trois termes de base :
si la schistosité est bien développée :
schiste si la schistosité mal développée :
gneiss si la schistosité est absente :
granofels

La schistosité s’exprime par une orientation préférentielle des grains au cours des
processus métamorphiques. Lorsqu’elle est bien développée, les grains de forme
aplatie sont abondants et montrent pour la plupart une orientation préférentielle (la
roche se fracture à l’échelle de moins d’1 cm). Lorsqu’elle est mal développée, les
grains de forme aplatie sont peu abondants, montrent une faible orientation ou sont
situés dans des zones de faible épaisseur largement espacées ( la roche se fracture à
l’échelle de plus d’1 cm).

Pour tenir compte de la composition minéralogique très variable des roches

métamorphiques, on ajoute à ces termes de base des préfixes décrivant les minéraux principaux
par ordre d’abondance croissante

exemple : staurolite-mica schist, plagioclase-pyroxene granofels

En outre, la sous-commission a pris en considération tous les termes utilisés jusqu’à présent
pour nommer les roches métamorphiques et parmi ceux-ci en a retenu une partie qui peuvent
être utilisés en parallèle à la nomenclature basée sur les ‘root terms’. La liste cidessous est une
liste non exhaustive de ces termes recommandés. La liste complète est donnée dans «
Metamorphic rocks : A classification and glossary of terms » (Eds. D. Fettes, J. Desmons).

16
Utilisation de termes spécifiques (liste non exhaustive)

Schiste ardoisier (Slate en anglais) :

Roche argilo-silteuse de très faible degré de métamorphisme, très finement grenue et
présentant un clivage schisteux bien marqué.

Phyllite :
Roche finement grenue et riche en phyllosilicates résultant d’un métamorphisme de
faible intensité ayant un aspect lustré. La proportion de phyllosilicates est
généralement supérieure ou égale à 50%.

"Schiste" sensu stricto (exemple: micaschiste)

Roche métamorphique généralement plus grossière (les minéraux sont reconnaissables
à l’œil nu) avec une schistosité très bien développée et essentiellement marquée par
l’orientation des phyllosilicates (voir cours de Tectonique concernant l’utilisation
rigoureuse du terme schiste en Français et en Anglais).

Gneiss :
La proportion de quartz et de feldspaths est généralement plus importante. Présence
d’une foliation métamorphique et d’une schistosité qui est peu développée par rapport
aux roches des catégories précédentes.

Amphibolite :
La minéralogie est dominée par l’amphibole et le plagioclase qui à deux représentent
plus de 75 % de la roche.

Granulite :
Roche de grade métamorphique élevé et souvent caractérisée par l’abondance du
plagioclase et de silicates ferromagnésiens anhydres (pyroxènes). On distingue les
granulites mafiques et felsiques où la proportion de minéraux mafiques est
respectivement plus élevée que et inférieure à 30%.

Marbre (marble) :
Roche métamorphique où les carbonates (calcite, dolomite) représentent plus de 50%.

Eclogite :
Roche foncée, très dense et constituée à plus de 75% de grenat et de clinopyroxène
omphacitique. Le plagioclase est absent.

3.4. La représentation graphique des paragenèses métamorphiques

Une paragenèse est une association de minéraux à l’équilibre pour des conditions de
pression, température et composition données.
Pour représenter graphiquement les paragenèses métamorphiques, on utilise soit des
diagrammes à 2 ou 3 constituants (triangulaires) construits pour une gamme de pression et
température restreintes, soit des grilles pétrogénétiques dans lesquelles sont représentées les
différentes réactions métamorphiques en fonction des conditions P-T pour un système
chimique donné.

3.4.1. Les diagrammes d’Eskola et de Thompson

• Les diagrammes d’Eskola

17
 ACF
A=[Al2O3] + [Fe2O3]- [Na2O]-[K2O]
C=[CaO]-3.3[P2O5]
F=[FeO]+ [MgO]+ [MnO]

A’KF
A’=[Al2O3] + [Fe2O3]- [Na2O]-[K2O]- [CaO]- K=[K2O]
F=[FeO]+ [MgO]+ [MnO]

Les concentrations des constituants sont données en millimolécules (ex : (%poids

CaO/Poids Moléculaire de CaO)*1000).
Les diagrammes ACF et A’KF sont souvent utilisés conjointement pour pouvoir
représenter l’ensemble des phases présentes dans une roche métamorphique, en
particulier les phases calciques et potassiques.

d’après Winter (2001)

• Le diagramme AFM
Dans de nombreuses paragenèses métamorphiques coexistent plusieurs phases
ferromagnésiennes ayant des rapports Fe/Mg différents. Pour pouvoir les représenter de
manière adéquate, il est donc nécessaire de séparer en deux pôles distincts FeO et MgO. Cette
situation se présente surtout dans le cas des roches pélitiques, roches sédimentaires riches en
Al2O3, SiO2 et K2O. Leurs compositions se représentent donc dans un tétraèdre Al2O3-
K2OFeO-MgO. L’utilisation de tétraèdres étant malaisée, les compositions des minéraux et
des roches représentées au sein de ce tétraèdre sont projetées sur le plan Al2O3-FeO-MgO à
partir d’un pôle correspondant à une phase très riche en K2O et ubiquiste dans les roches
métamorphiques dérivées des pélites càd soit la muscovite, soit le feldspath potassique.

18
d’après Winter (2001)

A=[Al2O3] + [Fe2O3]- 3[K2O] si muscovite

A=[Al2O3] + [Fe2O3]- [K2O] si feldspath potassique
F=[FeO]
M=[MgO]

4. Les roches Sédimentaires

Les roches sédimentaires font partie inhérente du cycle géologique, puisque leurs constituants
(grains ou ions solubles) résultent de l'altération de roches ou de sédiments préexistants, que
ces constituants ont subi un certain transport et qu'ils se sont déposés ou ont été précipités dans
un bassin de sédimentation. L'évolution post-dépôt de ces sédiments (diagenèse) les
transforme en roches sédimentaires. Ces roches peuvent subir un métamorphisme et être à leur
tour soumises à l'altération lors de leur passage à la surface des continents.

Il est possible de classer les roches sédimentaires en quatre grandes classes génétiques:

- les roches détritiques: elles sont formées de particules minérales issues de l'altération de
roches préexistantes. Comme il s'agit de matériel issu des continents, on les appelle aussi
"terrigènes". Ces particules sont transportées par l'eau, la glace, le vent, des courants de gravité
et se déposent lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue (ou lors de la fonte de la
glace). Lorsque les roches détritiques sont essentiellement constituées de fragments de quartz,
on les appelle aussi "siliciclastiques". Les roches détritiques sont généralement classées en
fonction de la granulométrie de leurs constituants (conglomérats, grès, siltites, argilite, voir ci-
dessous). Elles forment près de 85% de l'ensemble des roches sédimentaires;

- les roches biogéniques, biochimiques ou organiques: elles sont le produit, comme leur nom
l'indique, d'une activité organique ou biochimique. L'altération fournit, outre les particules
solides entrant dans la constitution des roches terrigènes, des substances dissoutes qui
aboutissent dans les mers, les lacs et les rivières où elles sont extraites et précipitées par des
19
organismes. Dans certains cas, l'action des organismes modifie l'environnement chimique et le
sédiment est précipité directement à partir d'eaux marines ou lacustres sursaturées. Dans
d'autres, les organismes utilisent les carbonates, phosphates, silicates pour constituer leurs tests
ou leurs os et ce sont leurs restes qui constituent les roches sédimentaires. Les plantes
accumulent des matériaux carbonés par photosynthèse et sont directement à l'origine du
charbon. D'autres types de sédiments carbonés comme les schistes bitumineux, le pétrole sont
générés par des bactéries. Les roches biogéniques forment près de 15% des roches
sédimentaires;

- les roches d'origine chimique résultent de la précipitation (purement physico-chimique) de

minéraux dans un milieu sursaturé. Les évaporites (anhydrite, halite, gypse, sylvite,...) en sont
le meilleur exemple: elles se forment par évaporation de saumures. L'importance relative de
ces roches est faible: de l'ordre du %;

- une dernière classe est consacrée aux "autres roches sédimentaires" dont l'origine n'est pas
liée à l'altération: les pyroclastites, les roches liées aux astroblèmes, les cataclastites (liées à
des phénomènes de bréchification par collapse, tectonique, glissements de terrain, etc.).

4.1 L'ETUDE SEDIMENTOLOGIQUE: REMARQUES GENERALES

La phase initiale d'une étude sédimentologique est bien évidemment une campagne de terrain.
Ce travail peut prendre de nombreux aspects, depuis la récolte d'échantillons de sédiment
actuel en mer jusqu'au levé d'une coupe paléozoïque en bord d'autoroute... Il est bien sûr
impossible d'envisager la démarche à suivre dans des circonstances aussi variées, mais il faut
garder à l'esprit quelques règles de "bon sens géologique":

- toujours se remémorer le principe de la hiérarchie des échelles d'observation: ne pas passer

de l'échelle de l'affleurement à celle du microscope à balayage;

- bien localiser les prises d'échantillons: à la fois dans le temps (position dans une succession
lithologique) et dans l'espace (position de la coupe, du domaine sédimentaire au sein du
bassin);

- ne pas oublier l'importance des documents d'observation: ce sont les documents de base et les
seuls qui sont résolument objectifs... Ils doivent pouvoir servir à d'autres. Il n'est pas rare que
des affleurements disparaissent: les seules traces que nous en possédons alors sont les levés
des géologues des générations précédentes;

- bien faire la différence entre un document de base et un document de synthèse: outre leur
caractère simplificateur (parfois simplement pour une question d'échelle), ces documents de
synthèse servent toujours à montrer quelque chose, ils sont orientés. Je donne comme exemple
la coupe de Vaucelles (Fig. II.1): à gauche le document de base, à droite la synthèse destinée à
être réduite pour publication et tendant à mettre en évidence les niveaux repères: biostromes et
laminites.

On trouvera dans les notes de cartographie géologique quelques conseils quant au levé banc
par banc et la réalisation d'une colonne lithologique.

20
 Fig. II.1: synthèse d'une colonne lithologique de terrain (calcaires). Exemple de Vaucelles,
Formation de Trois-Fontaines, Givétien, bord sud du Synclinorium de Dinant.

4.2 Les sédiments détritiques

4.2.1INTRODUCTION

Les sédiments et roches détritiques sont les plus abondants des dépôts sédimentaires. Au sein
de ces dépôts, ce sont les variétés dont les grains sont les plus fins qui dominent: argiles/silts:
63%; sables, graviers: 22%.

Une première distinction parmi les roches détritiques est fondée sur l'état d'aggrégation des
particules sédimentaires: on oppose les roches meubles et les roches plastiques aux roches
dures ou cohérentes. Dans les roches meubles, les grains détritiques sont entièrement
indépendants les uns des autres: ils forment un assemblage en équilibre mécanique dont les
espaces intergranulaires (pores) représentent une fraction importante du volume de la roche.
Dans les roches plastiques, la présence de minéraux argileux en quantité importante permet
une déformation sous la contrainte. Dans les roches cohérentes, les constituants sont
intimement soudés les uns aux autres et la roche garde sa forme aussi longtemps que des
contraintes ne viennent la briser. La transformation du sédiment meuble en roche indurée
résulte soit de l'introduction d'un ciment entre les grains, soit de la compaction du sédiment,
soit encore de la déshydratation des constituants argileux. On appelle diagenèse l'ensemble des
21
processus physico-chimiques responsables de la transformation d'un sédiment meuble en une
roche indurée.

Un même critère général sert à la classification des roches meubles et cohérentes: c'est la
dimension des grains détritiques. On admet généralement trois grandes classes
ganulométriques:

Diamètre des Brongniart Grabau sédiments sédiments

particules (1813) (1904) meubles indurés
conglomérat,
> 2 mm pséphite rudite gravier
brèche
de 2 mm à 62
psammite arénite sable grès
µm
de de
62 62
µm silt µm à siltite
<62 µm pélite lutite à4 4
µm µm
<4 <4
argile argilite
µm µm
Tableau III.1: classification des roches détritiques.

Au sein des roches pélitiques meubles, la limite de 4 µm correspond à l'apparition de la

plasticité. Il faut noter que les mots pséphite, psammite sont des termes généraux;
malheureusement, les géologues de l'Ardenne appellent psammite un grès particulier du
Famennien du Condroz, caractérisé par un grain fin, un zonage net et un débitage aisé suivant
des joints de stratification couverts de paillettes de micas.

L'étude des sédiments détritiques est relativement différente selon que l'on s'intéresse à des
roches meubles ou consolidées. Dans le cas des sédiments meubles, elle débute sur le terrain
par une description minutieuse des affleurements, elle se poursuit par un échantillonnage qui
exige souvent des précautions spéciales (enrobage, carottage,...) Elle se termine au laboratoire
par des analyses très variées dont les principales sont les suivantes:

 analyses granulométriques;
 analyses morphoscopiques (forme des grains, état de leur surface);
 analyses minéralogiques (ex: minéraux lourds);
 analyses pétrographiques sur sédiment enrobé.

Dans le cas des roches cohérentes par contre, c'est l'analyse pétrographique en lame mince qui
est l'outil privilégié et qui va permettre de déterminer la composition minéralogique du
sédiment et les relations structurelles de ses différents constituants. Cette technique est surtout
d'application pour les grès et les siltites.

4.3 SABLES, GRES ET CONGLOMERATS

4.3.1LES GRES

a) Généralités

Les grès sont l'équivalent consolidé des sables, c-à-d. des roches dont les constituants
détritiques ont une granulométrie comprise entre 2 mm et 62 µm. L'examen montre d'une part
une phase granulométrique principale, la plus grossière, qui comporte les grains du grès et
22
d'autre part, soit une matière intersticielle qui réunit les grains et qu'on appelle le liant, soit des
fluides comme de l'eau, du pétrole, de l'air.

Ce liant peut être de nature chimique et représenter une précipitation in situ de matière
minérale (silice sous forme d'opale, de calcédoine ou de quartz, carbonate de calcium ou plus
rarement hématite, goethite, gypse, anhydrite, etc.): on parlera dans ce cas du ciment de la
roche. Si l'on observe au contraire qu'une phase détritique plus fine occupe les interstices entre
les grains de la phase grossière, on parlera d'une matrice intergranulaire, représentant une
infiltration mécanique de particules fines entre des grains jointifs (en trois dimensions!).

Si les grains les plus gros ne sont pas jointifs, on doit considérer que l'on a affaire à un
sédiment mal classé où les particules grossières et fines ont été déposées en même temps: on
distinguera alors entre un simple empâtement des gros grains dans la matrice silteuse ou
argileuse (structure empâtée, caractéristique des "wackes", voir ci-dessous) ou une franche
dispersion des gros grains au sein de la matrice (structure dispersée).

Dans les structures jointives, on peut avoir un simple ciment de contact, conservant à la roche
une porosité importante, mais le plus souvent, le ciment comble la totalité des interstices entre
les grains. Dans les "quartzites", les grains de quartz s'entourent d'une auréole d'accroissement
formée de quartz, de même orientation optique que le grain détritique. Le phénomène de
croissance syntaxique peut être mis en évidence lorsque les grains du sable primitif
possédaient un mince revêtement ("coating") d'oxydes de fer.

b) Composition minéralogique

On peut envisager la composition minéralogique des grès sous des aspects très différents:

 selon la nature minéralogique du liant: grès à ciment siliceux, calcaire, ferrugineux,

etc.; et d'après la présence de constituants minéraux exceptionnels (grès glauconifères,
micacés,...);
 on peut aussi opposer les constituants stables (quartz, débris de chert et de quartzite)
aux constituants instable, c-à-d; aisément altérables comme les feldspaths, les micas,
les débris de roches en général. Cette distinction conduit à la notion de maturité des
sédiments qui se traduit non seulement par la disparition progressive des constituants
instables mais également par l'élimination de la matrice argileuse, par l'amélioration du
classement granulométrique et par l'augmentation du degré d'arrondi des grains.

Passons en revue les constituants majeurs des grès:

 le quartz: c'est, en raison de sa résistance à l'altération, de loin le constituant le plus

fréquent des grès. Diverses tentatives ont été réalisées quant à la détermination de la
provenance des quartz, mais en général, les résultats ont été décevants. On peut dire
néanmoins que les quartz monocristallins à extinction ondulante proviendraient de
précurseurs plutoniques ou métamorphiques, alors que les quartz à extinction uniforme
proviendraient de roches volcaniques ou de grès recyclés. Les quartz provenant de grès
recyclés possèdent souvent une relique d'un ciment syntaxique précipité durant un
ancien épisode de lithification. La cathodoluminescence peut également aider à
distinguer entre quartz de provenances différentes (Götte & Richter, 2006, p. ex.);
 les feldspaths: suite à leur fragilité (clivage) et leur grande altérabilité, les feldspaths
forment rarement plus de 10 à 15% des grès. Une proportion importante de feldspaths
dans un grès doit donc être considérée comme "anormale". Elle peut indiquer soit un
climat où l'altération chimique est faible (aridité, gel permanent), soit la présence de
reliefs, responsables d'un transit rapide des sédiments vers le bassin;

23
  les fragments lithiques: comme les roches plutoniques ont tendance à se désagréger
avant leur incorporation dans le sédiment, les fragments lithiques les plus fréquents
sont des morceaux de roches volcaniques, de schistes, de cherts;
 les micas et les minéraux des argiles: les micas sont fréquents dans les grès. Leur
granulométrie les range dans les fractions silteuse et sableuse. Les argiles forment la
matrice. Il est généralement difficile de déterminer si leur minéralogie est originelle
(matériel détritique) ou est le résultat de la diagenèse.

c) Granulométrie

Plusieurs méthodes existent suivant les classes granulométriques et le fait que l'on étudie un
sédiment meuble ou consolidé. Dans ce dernier cas, en dehors de situations exceptionnelles où
il est possible de désagréger le sédiment sans l'altérer (grès à ciment calcaire soluble dans
l'HCL), il faut renoncer à faire des analyses granulométriques par tamisage; on ne peut que
procéder à des comptages linéaires sous le microscope, de la façon suivante:

 le long d'une ligne, on mesure les longueurs interceptées par tous les grains dont la
longueur apparente La est égale ou supérieure à une valeur donnée;
 la somme des longueurs interceptées, pour une même gamme de longueurs apparentes
(par exemple: de 0,1 à 0,2 mm; de 0,2 à 0,3 mm, etc.) représente la fréquence de cette
catégorie.

Les résultats obtenus par cette méthode sont cependant entachés d'erreurs dues au caractère
aléatoire des sections de grains et à l'accroissement des grains par précipitation syntaxique. Au
terme d'une étude comparative des granulométries apparentes et réelles de différents
sédiments, Friedman (1962) a établi un graphique permettant de comparer la distribution
apparente d'un grès sous le microscope à celle qui serait déterminée par tamisage du sable
correspondant.

Actuellement, l'utilisation de méthodes automatiques basées sur l'analyse d'image permet des
développements intéressants dans ce domaine (augmentation de la précision, du nombre
d'analyses,...).

d) Classification

La plupart des classifications modernes font intervenir la composition minéralogique du grès

et sa teneur en matrice fine. La classification la plus utilisée semble être celle proposée par
Dott en 1964 (Fig. III.1). Pour combiner la composition minéralogique des grès (évaluée sur
un diagramme triangulaire quartz-feldspath-fragments lithiques) avec la teneur en matrice fine
(<30 µm), Dott a choisi de diviser les grès en trois grands groupes: les arénites, les wackes et
les mudrocks.

24
Fig. III.1: classification des grès suivant Dott (1964). Le petit triangle à droite suggère une
classification des greywackes lithiques sur base de la nature des fragments rocheux.

Sans nier l'intérêt de cette classification, il faut néanmoins souligner les points suivants:

 il s'agit d'une classification pétrographique; elle ne tient pas compte de toutes les
données de terrain, souvent très importantes dans l'interprétation d'un grès: structures
sédimentaires, géométrie du corps sédimentaire, autres faciès associés latéralement et
verticalement;
 elle requiert normalement un comptage de points (500 points en général);
 les grains autres que le quartz, les feldspath et les fragments lithiques ne sont pas pris
en compte;
 la matrice est définie comme la fraction inférieure à 30 µm. A vrai dire, une matrice
représente la fraction granulométrique plus fine comblant les interstices entre les plus
gros grains d'un sédiment. Le terme implique donc une taille relative et une disposition
particulière et non pas une granulométrie particulière;
 les teneurs limites en matrice qui délimitent les domaines des arénites, des wackes et
des mudrocks ont été choisies arbitrairement et varient en conséquence d'un auteur à
l'autre. Il est clair que ces valeurs arbitraires deviendraient inutiles si l'on prenait en
considération la structure d'agrégat: structure jointive pour les arénites et structure
empâtée pour les wackes.

Nonobstant ces remarques, cette classification a l'avantage d'être très utilisée et elle permet de
distinguer quatre grandes familles de roches, correspondant à des origines distinctes, les
arénites quartziques, les arkoses, les arénites lithiques et les wackes.

Les arénites quartziques sont constituées essentiellement de grains de quartz, chert, quartzite
associés à quelques minéraux lourds résistants. Leur couleur est claire. Ce sont des sédiments
matures, c-à-d débarrassés des constituants instables, généralement bien triés et dont les grains
25
possèdent un bon arrondi. Ce type de sédiment s'observe depuis la base de la zone d'action des
vagues de tempête jusqu'au milieu continental: plages, dunes, barrières, rides, etc... Le
matériau provient typiquement de l'érosion de zones continentales stables à relief faible.

Les arkoses ou arénites feldspathiques sont composées principalement de quartz et de

feldspath. Ce sont des roches claires, souvent roses ou rougeâtres. L'orthose et le microcline
sont plus abondants que les plagioclases quand la croûte continentale représente la source
principale du sédiment; dans le cas contraire, une source volcanique doit être suspectée. On y
observe aussi des micas et des fragments de roches. Les arkoses ne sont pas des sédiments
aussi matures que les arénites quartziques: elles sont généralement plus grossières et moins
bien triées que ces dernières (sauf certaines arkoses éoliennes de milieu désertique). Beaucoup
d'arkoses sont des sédiments continentaux, de type cône alluvial, "point bar" de rivière, voire
plage. La présence du feldspath implique, comme dit plus haut, un climat aride (désertique ou
arctique) et/ou un relief accusé (soulèvements récents, failles actives). Certaines arkoses sont
des "reliques", accumulées en tout début de transgression marine et surmontées par des
arénites quartziques.

Les arénites lithiques sont constituées de fragments de quartz et de roches diverses. Le

mélange de quartz et de débris divers leur donne un aspect "poivre et sel". Les feldspath sont
généralement peu abondants, les micas sont communs. Ces sédiments s'observent aussi bien
dans des cônes alluviaux que des turbidites. Il s'agit de dépôts immatures, à proximité de
reliefs vigoureux.

Les wackes (graywackes): ce sont des roches généralement sombres, constituées d'une matrice
et de grains de quartz, de chert, de calcaire, de roches volcaniques, de schiste, de feldspath
(souvent anguleux). Il s'agit de sédiments immatures, mis en place par des courants de
turbidité. On y retrouve en effet les granoclassements et les autres structures sédimentaires
produites par ce type d'agent de transport et de dépôt. Il faut faire attention au caractère
primaire de la matrice et veiller, pour l'interprétation, à ce qu'il ne s'agisse pas plutôt d'une
arkose dont les grains de feldspath ont été complètement altérés.

Pour les sédiments "mixtes", comprenant à la fois des grains de quartz et de carbonate ou de la
boue calcaire et siliciclastique, la classification de Mount (1985) est recommandée.

26
 Exemples de roches détrtiques en lame mince. A: quartzophyllade; noter la réfraction de la
schistosité (S1) et la stratification (S0), soulignée par un lit plus grossier; B: schiste à chlorite
(flèche); C: arénite quartzique à structure quartzitique; D: quartzwacke.

4.3.2LES SABLES

Ce qui a été dit au sujet de la composition minéralogique, de la classification et de

l'interprétation environnementale des grès est évidemment valable pour les sables.

En ce qui concerne les analyses granulométriques, on consultera le cours de "processus

sédimentaires".

4.3.3 CONGLOMERATS ET BRECHES

Les conglomérats (appelés aussi poudingues) sont des roches cohérentes constituées de galets
arrondis à subanguleux d'un diamètre supérieur à 2 mm et d'un liant. Le terme brèche
s'applique non seulement aux brèches sédimentaires constituées d'accumulations d'éléments
anguleux, mais aussi aux roches broyées le long des accidents tectoniques (brèche de faille ou
brèche cataclastique) et aux projections volcaniques grossières recimentées (brèches
pyroclastiques).

Les conglomérats et brèches ne représentent qu'un à deux % des roches détritiques et sont
généralement d'extension limitée (dans le temps et l'espace). La corrélation stratigraphique de
ces unités est difficile, car elles manquent en général à la fois de macro- et de microfossiles.

a)Composition

27
Suite à la grande taille des constituants (plus grande que la taille moyenne des cristaux de la
plupart des roches), ce sont les fragments lithiques qui dominent. Comme dans le cas des grès,
on peut classer ces fragments en fonction de leur résistance décroissante à l'altération:
quartzite, quartz filonien, rhyolite, roches plutoniques et métamorphiques, calcaire, schiste. La
présence de constituants instables indique un faible transport/altération.

Texture (la texture traite des relations de grain à grain dans une roche)

Les études texturales sont effectuées directement sur le terrain (pour la granulométrie, par
exemple: même méthode que pour les grès, avec une ligne matérialisée par une ficelle).

Le classement est généralement moins bon que dans le cas des grès. De plus, beaucoup de
conglomérats présentent une distribution granulométrique bi- ou polymodale. C'est le cas par
exemple des conglomérats d'origine fluviatile qui ont un mode pour la matrice sableuse et un
mode pour la fraction grossière. Ces deux modes correspondent à deux types de transport
différents: traction pour les galets et suspension pour les sables. Les conglomérats très riches
en matrice sont encore plus mal classés: ceci reflète leur mise en place par des agents de
transport à faible pouvoir de classement tels que glace, courants de turbidité, écoulements en
masse.

La forme: d'une manière générale, la forme des débris reflète plus la nature des roches que le
type d'agent de transport (granites, grès,... donnent des galets grossièrement
équidimensionnels; schiste, gneiss, des galets allongés). Deux exceptions: les galets striés
transportés par les glaciers et les fameux "dreikanter" façonnés par le vent du désert.

L'arrondi: le degré d'arrondi dépend évidemment de la nature du matériau de départ, du type

d'agent de transport et de la durée du transport. On a montré que des fragments de calcaire sont
bien arrondis après quelques dizaines de km de transport fluviatile. Même des roches aussi
résistantes que des quartzites sont bien arrondies après un transport d'une centaine de km.

La morphologie de surface: contrairement aux sédiments plus fins, où l'étude de la surface des
grains exige le MEB, le microrelief des galets est aisément observable. Il inclut les striations
(glaciers), les marques d'impact (croissants), les impressions (au cours de la compaction,
diagenèse), le poli (éolien).

La fabrique ou organisation tridimensionnelle des éléments: les éléments de certains

conglomérats possèdent une orientation d'ensemble spécifique: on l'appelle "imbrication". Les
conglomérats d'origine fluviatile, glaciaire, marine, montrent généralement ce type
d'imbrication (souvent parallèle, rarement perpendiculaire à la direction de transport),
contrairement aux conglomérats et brèches issus d'écoulements gravitaires.

b)Classification

Les conglomérats (et brèches) peuvent être qualifiés d'après la dimension de leurs constituants
(pisaire, ovaire, céphalaire, etc.), d'après la diversité lithologique plus ou moins grande des
galets (conglomérats polymictiques ou polygènes d'une part; conglomérats oligomictiques ou
monogènes d'autre part), selon la provenance locale ou lointaine des cailloux (conglomérats
intraformationnels ou extraformationnels) ou encore suivant la nature du liant ou sa proportion
(orthoconglomérats: moins de 15% de matrice, structure jointive; paraconglomérats, plus de
15%, structure empâtée à dispersée).

Prothero & Schwab (1996) proposent une classification dichotomique d'application aisée sur
le terrain (Fig. III.2). Ce schéma distingue d'abord (1) les conglomérats et brèches intra- et
extraformationnels, sur base de la provenance des constituants. Il faut noter que dans le cas
d'un conglomérat intraformationnel, c-à-d formé pratiquement sur place, la matrice et les

28
cailloux ont souvent la même lithologie. Exemples de brèches ou conglomérats
intraformationnels: conglomérats littoraux à éléments calcaires issus du remaniement de
copeaux de dessiccation; conglomérats à éléments argileux formés par des augmentations
brutales de la vitesse de courants dans des rivières ou des canyons sous-marins.

Exemple de galets intraformationnels: fragments de boue légèrement indurée, érodés par les
courants. Plage près de la Chapelle Sainte-Anne, Baie du Mont-Saint-Michel, France.

On distingue ensuite (2), sur base de la teneur en matrice (valeur-pivot: 15%), les ortho- des
paraconglomérats. Les premiers sont mis en place par des écoulements d'eau qui opèrent un
classement des débris. Les galets sont déposés en période d'écoulement rapide, tandis que la
matrice fine est déposée lors de phases de ralentissement de l'agent de transport et elle s'infiltre
entre les cailloux (exemples: rivières, plages). Les paraconglomérats par contre, sont
généralement déposés par la glace ou les glissements en masse.

L'étape suivante (3) consiste à distinguer au sein des conglomérats (extraformationnels), les
conglomérats polymictiques des conglomérats oligomictiques. Ces derniers sont formés
presqu'exclusivement de quelques variétés de roches très résistantes: quartz filonien, quartzite,
chert. Dans les conglomérats polymictiques, on observe des éléments de roches moins stables
à l'altération comme des basaltes, des schistes et des calcaires. Comme dans le cas des grès,
ceci implique un relief vigoureux et/ou une altération chimique faible.

Les paraconglomérats sont subdivisés (4) sur la base de la nature et de la fabrique de leur
matrice. Ainsi, on observe des paraconglomérats à matrice argileuse ou argilo-silteuse
laminaire dans lesquels les galets, blocs, déforment les laminations proches. Ces blocs sont des
"dropstones", c-à-d. soit des éléments amenés par des icebergs ou des débris flottants qui
29
tombent ensuite (fonte, pourrissement du support) sur les sédiments fins du fond marin ou
lacustre, soit encore des bombes volcaniques. Les paraconglomérats à matrice non laminaire
sont soit des tillites (d'origine glaciaire donc associés à des galets striés, dépôts varvaires, etc.),
soit des tilloïdites (formées par des glissements en masse).

Fig. III.2: classification des conglomérats et brèches d'après Prothero & Schwab (1996).

A: orthoconglomérat oligomictique; B: paraconglomérat à matrice non laminaire: tillite.

LES SEDIMENTS ARGILEUX ET SILTEUX

30
Ces sédiments représentent entre 50% et 80% de la colonne stratigraphique. Leur étude
pétrographique et leur classification est moins avancée que celle des grès et des calcaires, en
raison de leur granulométrie très fine, en partie sous le pouvoir de résolution du microscope.
Leur importance économique est cependant grande, avec des applications industrielles
multiples comme la fabrication des ciments, des briques, des céramiques, etc.

COMPOSITION

La composition des roches silto-argileuses est relativement constante: le shale (voir ci-
dessous) moyen comprendrait 30% de quartz, 10% de feldspath et 50% de minéraux argileux
(ou de micas), avec les 10% restants constitués de carbonates ou d'oxydes de fer.

Les minéraux argileux sont le produit de l'altération de roches sédimentaires, métamorphiques

et ignées. Ces dernières ne contiennent pas de minéraux argileux préexistants, mais un de leurs
constituants, les feldspaths, sont aisément dégradables en argiles.

La nature des minéraux argileux (diffraction X) des roches détritiques a souvent été utilisée
comme indicateur de paléoenvironnement ou de diagenèse (voir ci-dessous).

CLASSIFICATION

Ces roches appartiennent au grand groupe des "mudrocks" (littéralement "roches de boue")
des géologues anglais. Ce groupe comprend tous les sédiments siliciclastiques constitués
majoritairement d'éléments de la taille des silts (1/16 à 1/256 mm ou 0,062 à 0,004 mm) et des
argiles (< 1/256 mm ou 0,004 mm).

Le tableau suivant est une proposition de classification, basée sur les commentaires de
Lundegard & Samuels (1980):

sédiments faible métamorph.

indurés
meubles métamorphisme plus élevé
silt siltite quartzite
2/3 silt
NON LAMINAIRE:
argillite (pas
mudstone, siltite
de clivage)
argileuse? CLIVAGE: slate,
mud schiste silto- CLIVAGE:
LAMINAIRE et
argileux schist,
FISSILE (// à S0):
ardoise,
mudshale, siltite
phyllade
argileuse?
1/3 silt
argillite (pas
NON LAMINAIRE:
de clivage)
claystone, argilite?
clay CLIVAGE: slate, CLIVAGE:
LAMINAIRE et schiste argileux
(argile) schist,
FISSILE (// à S0):
ardoise,
clayshale
phyllade
Tableau III.2: classification des "mudrocks" (les termes français sont en italique)

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Ce tableau montre que le vocabulaire français est moins précis que le vocabulaire anglo-
saxon: nous manquons de mots pour désigner les shales et les mudstones (notons que ce terme
anglais peut amener la confusion avec les mudstones calcaires).

Les shales sont donc des argiles compactées, plus ou moins riches en silts, présentant une
fissilité parallèlement à la stratification. En Belgique, on utilise souvent sur le terrain, le terme
"schiste" (="slate") qui doit s'appliquer à une roche indurée de granulométrie fine, affectée
d'une schistosité (c-à-d d'un clivage dû à une dissolution et une simple réorientation des
minéraux sous l'effet des pressions tectoniques ). Les termes ardoise ou phyllade par contre,
impliquent un métamorphisme: la plus grande partie des minéraux ont recristallisé, des
espèces nouvelles sont apparues. Les minéraux ainsi développés sont allongés dans des plans
perpendiculaires à la pression tectonique ou lithostatique. Parallèlement à ces plans, la roche
se débite en fines plaquettes luisantes, d'aspect finement cristallin .

L'analyse granulométrique proprement dite ne peut être pratiquée que sur des sédiments
meubles. La détermination des différentes classes est basée sur des techniques appliquant la loi
de Stokes.

A la classification granulométrique des sédiments s'ajoutent d'autres caractéristiques, celles-ci

résultant soit d'analyses microscopiques, soit d'observations macroscopiques:

- la coloration, en cassure fraîche pour les roches indurées (utiliser éventuellement une échelle
de teintes). Il s'agit d'une caractéristique importante qui renseigne sur l'état d'oxydation du fer
(Fe3+ rouge; Fe2+ vert) et sur la présence de matière organique (schistes noirs);

- la présence de bioturbations, de laminations;

- la minéralogie de la fraction silteuse (quartzitique, feldspathique, micacée, chloritique).

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