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Dr CHABOU Moulley Charaf Université Ferhat Abbas, Sétif Institut d’Architecture et des Sciences de la Terre Département des Sciences de la Terre Cours de Pétrographie Endogène. 2 ème année – LMD Géosciences – Semestre 4. VII. Modes de gisement des roches magmatiques VII.1. Introduction Le mode de gisement définit l’organisation générale des ensembles de roches magmatiques. Il dépend de la nature et du mode de refroidissement du magma. Si le magma refroidit en profondeur, on aura formation de roches plutoniques (refroidissement lent du magma à grande profondeur) ou hypovolcaniques (roches formées à de faibles profondeurs ne dépassant pas 1 km). Si le magma arrive en surface, il refroidit rapidement et on aura formation des roches volcaniques. Dans ce cas, les roches forment des appareils variés autour des points d’émission (volcans). VII.2. Mode de gisement des roches plutoniques et hypovolcaniques Dans ce cas, les roches magmatiques se mettent en place en profondeur au sein des roches encaissantes, et n’apparaissent en surface que par le jeu de l’érosion et de la tectonique. Selon la relation des roches magmatiques avec les roches encaissantes, on distingue : Les roches concordantes, qui sont formées par l’intrusion du magma parallèlement aux roches encaissantes. A cette classe appartient les sills, les laccolites et les lopolites. Les roches discordantes lorsque les roches magmatiques recoupent les roches encaissantes. Les dykes, les stocks et les batholites appartiennent à cette classe. VII.2.1. Dyke (mot anglais signifiant digue) Figure 1 : Coupe transversale schématique d’un dyke dyke 1 Masse intrusive discordante et tabulaire (en forme de lames) (figure 1), son épaisseur varie de quelques dizaines à quelques centaines de mètres (épaisseur de 20 m en moyenne). Leur longueur est généralement très grande par rapport à leur épaisseur. Du fait de l’érosion, elles peuvent donner un relief en forme de mur. En général, les dykes sont constitués par des roches basiques (dolérites) et forment des groupes de corps parallèles ou radiaux.

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Dr CHABOU Moulley Charaf Université Ferhat Abbas, Sétif Institut d’Architecture et des Sciences de la Terre Département des Sciences de la Terre Cours de Pétrographie Endogène. 2ème année – LMD Géosciences – Semestre 4.

VII. Modes de gisement des roches magmatiques

VII.1. Introduction

Le mode de gisement définit l’organisation générale des ensembles de roches

magmatiques. Il dépend de la nature et du mode de refroidissement du magma. Si le magma refroidit en profondeur, on aura formation de roches plutoniques (refroidissement lent du magma à grande profondeur) ou hypovolcaniques (roches formées à de faibles profondeurs ne dépassant pas 1 km). Si le magma arrive en surface, il refroidit rapidement et on aura formation des roches volcaniques. Dans ce cas, les roches forment des appareils variés autour des points d’émission (volcans). VII.2. Mode de gisement des roches plutoniques et hypovolcaniques

Dans ce cas, les roches magmatiques se mettent en place en profondeur au sein des roches encaissantes, et n’apparaissent en surface que par le jeu de l’érosion et de la tectonique.

Selon la relation des roches magmatiques avec les roches encaissantes, on distingue :

Les roches concordantes, qui sont formées par l’intrusion du magma parallèlement

aux roches encaissantes. A cette classe appartient les sills, les laccolites et les lopolites.

Les roches discordantes lorsque les roches magmatiques recoupent les roches

encaissantes. Les dykes, les stocks et les batholites appartiennent à cette classe.

VII.2.1. Dyke (mot anglais signifiant digue)

Figure 1 : Coupe transversale schématique d’un dyke

dyke

1

Masse intrusive discordante et tabulaire (en forme de lames) (figure 1), son épaisseur varie de quelques dizaines à quelques centaines de mètres (épaisseur de 20 m en moyenne). Leur longueur est généralement très grande par rapport à leur épaisseur. Du fait de l’érosion, elles peuvent donner un relief en forme de mur. En général, les dykes sont constitués par des roches basiques (dolérites) et forment des groupes de corps parallèles ou radiaux.

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VII.2.2. Sill (mot anglais équivalent à filon-couche) Les sills ou filons-couches sont des lames de roches intrusives concordantes, dont

l’épaisseur est faible (elle varie du mètre à quelque dizaine de mètres) et la longueur pouvant atteindre plusieurs km (figure 2). Ils sont le plus souvent composés de roches magmatiques basiques (dolérites). Aux épontes (toit et mur), il peut y’avoir un métamorphisme de contact. Les sills ne déforment pas les roches sédimentaires encaissantes (du fait de leur faible épaisseur) et sont alimentés par des dykes.

Figure 2 : Coupe transversale schématique d’un sill VII.2.3. Laccolite (G.K. Gilbert, 1877. Du grec lakkos, citerne, et lithos, pierre) Massif de roches plutoniques en forme de grosse lentille de plusieurs km, à surface

inférieure horizontale et surface supérieure convexe vers le haut (voûte sous forme de dôme). L’ensemble est parallèle aux roches encaissantes (figure 3).

Les laccolites ont une épaisseur grande et leur longueur est de quelque centaine de mètres. Ils déforment les roches sédimentaires encaissantes. Ils sont constitués généralement, par intrusion du magma acide qui, par suite de sa forte viscosité, pénètre difficilement entre les stratifications, s’accumule dans une zone et soulève les roches du toit.

Figure 3 : Coupe transversale schématique d’un laccolite

Laccolite

Centaine de mètres

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VII.2.4. Lopolite (F.F. Grout, 1918. Du grec lopas, sorte de plat creux, et lithos, pierre)

Massif de roches plutoniques en forme de cuvette plate (figure 4), dont les dimensions

peuvent être grandes pouvant s’étendre sur des dizaines de milliers de kilomètres carrés. La forme des lopolites est due à l’affaissement des couches sous-jacentes sous le poids du magma. Les lopolites sont composés en général de roches basiques et ultrabasiques.

Figure 4 : Coupe transversale schématique d’un lopolite

VII.2.5. Batholite (E. Suess, 1892, du grec bathus, profond, et lithos, pierre) Massif de très grandes dimensions, dont la surface est supérieure à 100 km2 et peut

atteindre plusieurs centaines de milliers de km2. Les batholites sont discordants et ont une forme quelconque. Leur base est rarement visible (figure 5). Ils sont composés essentiellement de granites et de roches plutoniques acides.

Les batholites alimentent souvent des massifs intrusifs de petites dimensions en forme

de cheminées qu’on appelle stocks (appelée aussi apophyse, massifs d’injection ou plugs) (figure 5).

Figure 5 : Coupe transversale schématique d’un batholite et d’un stock

Lopolite

Batholite

Centaine de km

Millier de km

quelques km

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VII.3. Mode de gisement des roches volcaniques ; les volcans.

VII.3.1. Les éruptions volcaniques

En général, les magmas produits à l’intérieur de la Terre ont tendance à remonter à la surface car la densité du magma est inférieure à la densité du milieu solide environnant (environ 10 % moins dense).

D’autre part, le magma contient du gaz dissous. A une certaine profondeur, la pression est telle que le gaz dissous se sépare du magma et forme des bulles. Ces bulles ont tendance à s’étendre lorsque la pression diminue.

Si la partie liquide du magma à une faible viscosité, le gaz peut s’étendre facilement, et à la surface une éruption non explosive se produit, sous forme de coulée de lave (nom donné au magma qui s’épanche en surface. La lave se distingue du magma par l’absence des gaz qui, avec la diminution de la pression, se séparent du magma et s’échappent dans l’atmosphère).

Si la partie liquide du magma à une forte viscosité, le gaz rencontre une forte résistance de la part du liquide et ne peut s’étendre facilement. Arrivée à la surface, une éruption explosive se produit.

Donc, en fonction de la quantité de gaz dissous dans un magma et de sa viscosité, on

distingue des éruptions : explosives et non explosives.

VII.3.1.a. Les éruptions non explosives Les éruptions non explosives sont caractéristiques des magmas de faible viscosité, et à

faible teneur en gaz dissous. Ce sont les magmas basaltiques. Des coulées de laves sont produits par ces éruptions et se déplacent progressivement

loin de leur cheminée éruptive à travers des pentes. Parfois, les laves s’écoulent à partir de longues fissures (éruption fissurale).

Les coulées de laves sous-marines forment : les laves en coussins (Pillow-Lava) : il s’agit de boules de 0,6 à 2 m sur 0,3 à 1 m qui s’empilent les unes sur les autres.

Parfois, des éruptions non explosives se produisent lorsque la viscosité du magma est élevée mais sa teneur en gaz est très faible. Dans ce cas, la lave s’empilent sur la cheminée et forme un dôme volcanique (figure 13).

VII.3.1.b. Les éruptions explosives Les éruptions explosives sont caractéristiques des magmas de viscosité élevée et à

teneur importante en gaz dissous. Ce sont les magmas andésitiques et rhyolitiques. L’explosion due au gaz dissous va briser le magma en fragments. Ces fragments

liquides vont se solidifier lorsqu’ils sont projetés en l’air et formeront les fragments pyroclastiques. On appelle Téphras (mot grec signifiant cendre, terme employé pour la première fois par S. Thorarinsson, volcanologue islandais, en 1954) ou Pyroclastites (du grec puros, feu, et klastos, brisé, « débris de feu »), les produits solides projetés par les volcans.

Les projections volcaniques sont classées suivant la taille des grains de leurs éléments constitutifs, classification proposée par R. Fisher en 1961 (tableau 1).

Les roches formées par accumulation et cimentation des téphras sont appelées : roches pyroclastiques.

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Diamètres

(mm) Dépôts non consolidés

(Téphra) Dépôts consolidés

(Roches pyroclastiques) > 64 2-64 < 2

Bombes volcaniques ou blocs Lapillis (du latin lapillis, petite pierre) Cendres volcaniques

Brèches volcaniques Tufs (du grec tophos, sorte de pierre friable) Cinérites (du latin cineris, cendre)

Tableau 1 : Classification des fragments pyroclastiques

Les blocs sont des fragments angulaires qui sont déjà solidifiés avant leur projection

hors du volcan. Les bombes volcaniques sont des lambeaux de laves solidifiées dans l’air après

projection et prennent ainsi une forme aérodynamique. (en fuseau, en croûte de pain, en bouse de vache, rubanée, boulets de canon…).

Les fragments pyroclastiques arrondis, contenant souvent une forte proportion de cavités (25 à 50 % de vacuoles), à texture bulleuse, vésiculée et poreuse sont appelée scories (du grec skôria, écume de fer).

Les bombes et lapillis vésiculeux ou fibreux, riches en bulles de gaz forment des roches volcaniques vitreuses, très poreuses et de faible densité (elle peuvent flotter sur l’eau) appelées ponces (du latin, pumex). Elles se forment à partir de fragments de magma visqueux. Les ponces fibreuses présentent un aspect particulier dû à des bulles très petites disposées en files.

Figure 6 : Coupe schématique d’un volcan montrant la nuée éruptive

Le nuage de gaz et de téphra qui s’élève au dessus du volcan à la suite d’une explosion forme une nuée éruptive appelée aussi nuée ardente qui peut monter très haut dans la stratosphère (jusqu’à 45 km, figure 6). Les téphras peuvent être déplacés par les vents puis déposés loin du volcan formant une couche de téphra ou de cendre.

Nuage de cendre

Nuée éruptive

Dépôt de Tephra

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Figure 7 : Schéma montrant des nuées retombantes sur les flancs d’un volcan

Si les dépôts formées par les coulées pyroclastiques sont essentiellement formées de

ponces, ces ponces peuvent se souder à chaud et former des roches magmatiques appelées : ignimbrites (de ignis, feu, et imber, pluie).

Une forme de nuées ardentes appelées nuées descendantes est due à une explosion au

pied d’un dôme ou une aiguille de lave obstruant la cheminée volcanique (figure 8).

Figure 8 : Schéma montrant une nuée descendante

sur le flanc d’un volcan

Si la colonne

d’éruption s’effondre au dessus du volcan du fait de sa densité élevée, une coulée pyroclastique se produit, dans laquelle gaz et pyroclastites s’écoulent sur les flancs du volcan à très grande vitesse (Figure 7). C’est les éruptions volcaniques les plus dangereuses. Ces coulées sont parfois appelées : nuées retombantes.

Coulée pyroclastique Coulée pyroclastique

Nuée descendante

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VII.3.2. Les édifices volcaniques (les volcans)

En fonction du mécanisme des éruptions qui dépend de la température, viscosité et composition chimique du magma, on distingue quatre morphologies de volcans :

Volcan-bouclier : appelé aussi type Hawaïen Volcan mixte ou strato-volcan : appelé aussi type Strombolien Cône de cendres : type Vulcanien Dôme volcanique : type Péléen.

Chaque morphologie de volcan est associée à un type d’éruption ou de volcanisme

caractérisé par la prédominance de laves, de gaz ou de produits solides (Tableau 2) et (Figure 9). Morphologie du

Volcan Type Volcanisme

(Type d’éruption) Produits volcaniques

Volcan-bouclier Volcan mixte (strato-volcan) Cône de cendres Dôme volcanique

Hawaïen Strombolien Vulcanien Péléen

Effusif Mixte Explosif Extrusif

Laves Pas de prédominance Gaz Solides

Tableau 2 : Caractéristiques des principaux édifices volcaniques

Figure 9 : Classification des types d’éruptions volcaniques selon Geze (1964)

Gaz

Solide Liquide

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VII.3.2.a. Les volcans-boucliers (Type Hawaïen) (Figure 10)

Les volcans-boucliers sont formés par des écoulements successifs de laves (de nature basaltique) très fluides édifiant des cônes à faibles pentes (2 à 10°).

Les laves forment des couches successives peu épaisses (1-10 m). Le diamètre à la base des volcans-boucliers peut atteindre 400 km.

Les éruptions de ce type sont précédées de la montée du magma et de son accumulation dans les chambres magmatiques.

Les laves sont de nature basaltique à faible teneur en gaz. La vitesse d’écoulement des laves peut atteindre 40 à 60 km/h au maximum. Exemples de volcans-boucliers : les volcans Mauna Loa et Kilauea des îles Hawaii.

Figure 10 : Coupe schématique d’un volcan-bouclier

Remarque : les plateaux basaltiques ou Trapps

Certaines éruptions volcaniques non explosives s’effectuent à partir de longues

fissures : c’est le volcanisme fissural. Une importante quantité de lave de nature basaltique s’épanche en suivant des fissures. Ces laves peuvent couvrir d’immenses surfaces.

Les trapps du Deccan en Inde ont recouvert une surface de plus d’un million de km2 sur plus de 3000 m d’épaisseur. Ce volcanisme a eu lieu il y’a 65 millions d’années.

Un exemple de volcanisme fissural récent est le volcan Laki en Islande : la lave de composition basaltique s’est épanchée en suivant une fissure de 32 km de longueur et a recouvert une surface de 588 km2. Le volume de lave mise en place a été de 12 km3.

VII.3.2.b. Les volcans mixtes ou stratovolcans (Type Strombolien) (Figure 11) Les stratovolcans sont caractérisés par une alternance de coulées de laves (basalte,

andésite) avec des couches pyroclastiques (blocs, lapillis et cendres). Il y’a alternance de phases effusives et de phases explosives. Les couches pyroclastiques peuvent former plus de 50 % du volume des stratovolcans.

Les pentes (10 à 35°) et les altitudes des stratovolcans sont relativement importantes. Les laves et les couches pyroclastiques ont une généralement une composition

andésitique à rhyolitique.

Pente < 5-10°

Coulées de lave basaltique (1-10 m pour

chaque coulée)

Chambre magmatique

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Etant donné la viscosité plus élevée des magmas issus des stratovolcans, ils sont plus explosifs que les volcans-boucliers.

Les stratovolcans possèdent un cratère à leur sommet, formé par des éruptions explosives. Ces cratères sont parfois remplis par des coulées de lave ou dômes de lave, parfois par une calotte glaciaire et plus rarement par un lac d’eau.

Les périodes de repos de ces volcans peuvent durer des centaines voir des milliers d’années, ce qui rend ces volcans particulièrement dangereux, les populations ont tendance à s’implanter autour du volcan étant donné qu’on ne lui connaît pas d’activité historique.

Des petits cônes peuvent apparaître sur les flancs du cône principal et sont alimentés par la même cheminée. Ces petits cônes sont appelés cônes adventifs (Figure 11).

Exemples de stratovolcans : le Stromboli, une des îles Eoliennes dans la Mer Tyrrhénienne.

Figure 11 : Coupe schématique d’un stratovolcan

VII.3.2.c. Les cônes de scories ou de cendres (Type Vulcanien) (Figure 12)

Les éruptions de ces volcans sont essentiellement explosives et s’accompagnent de projections de magmas acides visqueux saturés de gaz. Les laves sont fragmentées par les explosions.

Le cône est principalement constitué par des pyroclastites (bombes, lapilli et cendres), d’où le nom donné à ce type de volcans.

Le volume des cônes n’est pas important. L’altitude est généralement faible et ne dépasse guère 500 m. La pente est raide, de l’ordre de 30° en moyenne.

Ces cônes sont formés par des couches successives de pyroclastites qui différent par la taille de leurs fragments en fonction de l’intensité des explosions.

Les cratères au sommet des cônes ne sont visibles que chez les volcans jeunes. Ils sont généralement érodés chez les anciens volcans.

Si le volcan émet de la lave, elle s’écoule généralement à partir des fissures latérales et descend en suivant les versants du cône.

Cratère Succession de coulées de laves et de matériaux

pyroclastiques Cône adventif

Tephra

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Des cônes de cendres se forment souvent sur les flancs des stratovolcans ou près de leur sommet.

Les cônes de cendres se mettent en place en groupe, et l’on peut observer des dizaines voir des centaines de cônes en une seule région.

Exemples de cônes de cendres : le Vulcano, l’Etna et le Vésuve en Italie, le Mont Saint Helens en Amérique du Nord, le Pinatubo dans les Phillipines.

Figure 12 : Coupe schématique d’un cône de cendres

VII.3.2.d. Les dômes volcaniques ou cumulo-volcan (Type Péléen) (Figure 13)

Les dômes volcaniques sont formés par l’extrusion de magmas visqueux acides ou intermédiaires (trachytes, rhyolites, phonolites) très pauvres en gaz. A cause de la forte viscosité, la lave ne s’écoule pas mais s’empile et se solidifie au dessus de la cheminée volcanique. La vitesse de la lave est de l’ordre de 0,5 à 2 mètres par jour. Les projections sont peu importantes. Ces extrusions présentent la forme de dômes ou de pitons débités en prismes.

Figure 13 : Coupe schématique d’un dôme volcanique

Cratère

Couches de pyroclastites dues aux intensités différentes des explosions

Brèches

Dépôts de Téphra

Sommets aigus

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Les dômes volcaniques peuvent être extrêmement dangereux car ils forment des structures instables qui peuvent facilement s’effondrer exposant ainsi les magmas visqueux riches en gaz à la pression atmosphérique. Une colossale avalanche se produit formant une nuée ardente latérale ou « blast » constituée par un nuage de gaz et de pyroclastites dévalant les pentes du volcan avec une vitesse qui peut atteindre 400 km/s et dévastant tous sur son passage (la température du nuage peut dépasser 300°C) (Exemple : éruption du Monts Saint-Helens (Etats-Unis) en 1980, figure 14).

Figure 14 : Eruption volcanique du Mont Saint-Helens (Etat de Washington, USA) le

18 mai 1980 à 8h32 (correspondant au temps 0 de la figure). Une gigantesque avalanche commença à dévaler le versant Nord de la montagne juste avant

l’éruption. Une nuée ardente latérale (nuage dense, dans lequel la température atteignait 300°C) surgit sur le flanc Nord de la montagne avec une vitesse comprise entre 100 et 400

kilomètres/heure, et dévasta une surface d’environ 500 kilomètres carrés.

Ancien dômeFumée et cendres

Bombement

Dôme de lave

Glissement de terrain (avalanche)

Nuée ardente latérale

Alt

itud

e (m

) Nuée éruptive

Dépôts de l’avalanche

Profil d’avant 1980

Profil d’avant 1980

Magma

Temps = 0, Séisme Mv = 5

Temps = 40 secondes

Temps = 50 secondes

Temps = 60 secondes

Alt

itud

e (m

) A

ltit

ude

(m)

Alt

itud

e (m

)

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Remarque

La classification des volcans selon les quatre types (hawaien, strombolien, vulcanien, péléen) établie par Mercalli en 1907 n’est plus utilisée car elle est difficilement applicable. Un même volcan peut être d’un type ou d’un autre, car le caractère de l’éruption d’un même volcan peut changer avec le temps. Ceci se produit lorsque change la composition chimique des magmas qui alimentent le volcan.

Exemple : le Vésuve (Italie) présente des éruptions tantôt stromboliennes, tantôt

vulcaniennes. L’éruption du volcan de la Montagne Pelée (Martinique) en 1902 a d’abord été explosive (type Vulcanien) puis extrusive (type Péléen).

VII.3.3. Autres structures et produits volcaniques

Figure 15 : Etapes de formation d’une caldeira

VII.3.3.a. Cratères et Caldeiras

Le sommet des volcans est

généralement occupé par une dépression circulaire ou elliptique de faible dimension (diamètre < 1 km) appelée : cratère (du grec krater, vase) formée par les explosions volcaniques.

Les caldeiras (mot portugais

signifiant chaudron) sont de grandes dépressions volcaniques circulaires ou elliptiques dont le diamètre varie de 1 à 50 km. Ils sont produits par effondrement du cône volcanique en réponse au vide laissée par les éruptions volcaniques dans les chambres magmatiques sous jacentes (figure 15). Les caldeiras sont souvent occupées par des lacs.

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VII.3.3.b. Les Maars (Figure 16)

Figure 16 : Coupe schématique d’un maar

Les dépressions ainsi façonnées sont parfois occupées par un lac (notamment lorsque le cratère est plus profond que le niveau phréatique).

VII.3.3.c. Sources chaudes, Geysers et fumerolles

Les fumerolles (de l’italien fumaruolo) sont des émanations de gaz issues de fissures ou de trous (évents) et provenant d’un corps magmatique en profondeur ou de la vapeur produite par une eau chaude souterraine. Elles contiennent de la vapeur d’eau (H2O), le gaz carbonique (CO2), l’azote (N2), le gaz sulfureux, l’hydrogène, l’oxyde de carbone (CO), le chlore (Cl)… La composition des gaz des fumerolles dépend de leur température. Suivant la température on distingue les fumerolles sèches, acides et alcalines.

o Les fumerolles sèches ou anhydres possèdent une température élevée, entre

500 et 1000°C, et sont riches en H2, SO2, F et en composés chlorurés (HCl, NaCl, KCl..). Elles ne contiennent pas de vapeurs d’eau.

o Les fumerolles acides possèdent une température qui atteint 300 à 500°C. Elles contiennent des vapeurs d’eau, l’hydrogène chloruré (HCl) et l’anhydride sulfureux.

o Les fumerolles alcalines sont caractérisées par des températures entre 100 et 300°C et sont riches en ammonium chloruré.

o Les fumerolles d’une température d’environ 100°C sont essentiellement composées de vapeurs d’eau (90 % H2O) et sont riches en hydrogène sulfuré (H2S) qui en se décomposant donne des dépôts de soufre (S) jaune. Ces fumerolles sont appelées : solfatares (de l’italien solfatara).

o Les fumerolles d’une température inférieure à 100°C s’appellent mofettes (mot italien). Elles de composent principalement de gaz carbonique et sont souvent liées à des sources thermales.

Lac

Dépôts pyroclastiques

Corps magmatique

Les maars sont des cratères dus à une éruption phréato-magmatiques. La rencontre de la lave et d’une nappe phréatique, à faible profondeur, induit la vaporisation de l’eau et une surpression qui va provoquer des cycles explosifs puis générer un «cratère de maar». Ce cratère est souvent bordé par un anneau de résidus de l’explosion (dépôts pyroclastiques).

Bords effondrés du cratère

Niveau phréatique

Cheminée

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Les sources chaudes ou sources thermo minérales sont des eaux chaudes qui

s’écoulent à la surface de la Terre. Elles se forment lorsque de l’eau froide de surface, s’infiltrant en profondeur, atteignent des zones où elles s’échauffent et remontent vers la surface par des fissures ou des failles (figure 17).

Les Geysers (mot islandais signifiant jaillissement) sont des variétés de sources chaudes qui émettent périodiquement de l’eau et de la vapeur sous pression. L’eau est projetée en hauteur et peut atteindre 50 m. Sa température est proche de 100°C. Certains geysers entrent en activité à des intervalles réguliers.

Source chaude ou Geyser

E

aux

chau

des

Eau

x fr

oide

s Zone perméable

Zone peu perméable

Failles

Eau

x fr

oide

s

Chaleur

Roches cristallines

Magma en convection

Figure 17 : Schéma d’un système de source chaude