Cristallisation fractionnée (géologie)

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Diagrammes schématiques montrant les principes de la cristallisation fractionnée dans un magma.

La cristallisation fractionnée est la cristallisation progressive d'un magma due à des changements de conditions physico-chimiques. Ces changements de conditions physico-chimiques sont en général une baisse de pression et de température due à la montée du magma au travers de la croûte terrestre, ou une augmentation de pression due à l'affrontement de plusieurs plaques tectoniques.

La cristallisation fractionnée se produit sur les bords de la chambre magmatique. On peut observer la cristallisation alternative de minéraux automorphes (on parle de cumulats) et de minéraux xénomorphes (intercumulats). Par exemple, dans le cas des ophiolites on observe des gabbros lités avec une alternance de bandes claires (olivines automorphes) et de bandes sombres (plagioclases xénomorphes). Contrairement à une idée reçue les minéraux ne sédimentent pas par gravité au fond de la poche magmatique. Cette vision est impossible d'après la loi de Stokes. La cristallisation fractionnée est la conséquence d'une dynamique de diffusion d'éléments chimiques dans une chambre brassée ou non par convection.

Pour schématiser, dans le cas d'un magma basique, les minéraux ferro-magnésiens (olivine et pyroxènes) cristallisent les premiers, appauvrissant le "liquide" résiduel environnant en Fe et Mg. Les conditions de la cristallisation des minéraux contenant du Na et du Ca sont alors réunies localement et on observe la cristallisation de plagioclases (intercumulats). La convection se produisant dans la chambre magmatique participe alors à l'homogénéisation du "liquide" résiduel et rétablit l'équilibre chimique permettant de nouveau la cristallisation de minéraux ferro-magnésiens. Durant ce processus se forme alors un litage minéral traduisant l'évolution de la concentration locale en minéraux sur les bords de la chambre magmatique. Le magma résiduel quant à lui s'enrichit globalement en silice.

Les différentes roches issues de ces magmas plus ou moins différenciés constituent une série différenciée.

Là est le fait que la cristallisation des silicates dans un magma se fasse dans un ordre bien défini, selon la suite réactionnelle de Bowen, et produit des assemblages minéralogiques différents : ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre assemblages définissent quatre grands types de roches ignées.

Prenons comme exemple la cristallisation d'un magma qui refroidit dans une chambre magmatique.

Les cristaux ne vont pas se former tous en même temps comme l'exprime la série de Bowen. Les premiers minéraux à cristalliser sur le bord de la chambre seront évidemment les minéraux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et amphiboles ensuite. une roche ignée mafique, un gabbro par exemple. Le liquide résiduel sera donc appauvri en ces minéraux; on aura donc un magma de composition différente de sa composition initiale. Ce magma aura une composition disons intermédiaire.

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

Voir aussi[modifier | modifier le code]