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GRANITES

Les granites sont des roches cristallines de texture grenue formées essentiellement de quartz, de feldspath alcalin et de plagioclase, avec des proportions mineures de minéraux colorés. Avec le basalte, le granite est la roche la plus répandue à la surface du globe: selon les estimations, la surface de la terre est recouverte par 43 p. 100 de basaltes et 22 p. 100 de granites. Si le fond des océans est tapissé essentiellement par des basaltes, les continents renferment la majeure partie des granites. Ces derniers affleurent dans la plupart des grandes régions du globe: vieux boucliers, chaînes plissées érodées, mais aussi zones océaniques où ils ont été longtemps sous-estimés.

Attesté dès 1611, le mot a une orthographe fluctuante: «granit» ou «granite»? L’étymologie la plus couramment invoquée fait descendre le mot «granite» de l’italien granito , du latin granum – grain (R. L. Bates et J. A. Jackson, 1980). La définition proposée par Buffon est toujours valable: «De toutes les matières produites par le feu primitif, le granite est la moins simple et la plus variée: il est ordinairement composé [...] de quartz, de feldspath et de mica. Les granites recouvrent encore aujourd’hui la plus grande partie du globe.» Buffon met ainsi en évidence deux traits fondamentaux: variété et banalité des granites.

Leur abondance et leur composition assez constante ont longtemps intrigué les géologues et alimenté la «controverse du granite». Les granites, par leur passage obligé par un état fondu, posent des problèmes fondamentaux: source des liquides et de l’énergie de transfert, mode d’extraction et de transport des liquides, mode de différenciation et de mise en place de ces liquides et rôle des fluides associés.

En fait, le granite n’existe pas, il n’y a que des granites, très divers. Chaque massif de granite est représentatif du site dans lequel il s’installe, par l’association des roches qui s’y rencontrent et ses relations avec les formations encaissantes: on distingue ainsi les granites orogéniques , mis en place lors de la formation de chaînes de montagnes, et les granites anorogéniques , mis en place en milieu de plaque ou en zone de divergence de ces dernières. À l’intérieur de ces deux grands groupes, de nombreuses suites magmatiques existent, dans lesquelles les granites peuvent prédominer. Les granites et les roches associées participent de façon essentielle à la croissance des continents.

1. Composition et nomenclature

Les granites forment, selon la fraîcheur des affleurements, des roches de couleur claire, blanche, grise, jaune ou rose. Des variétés rouges, vertes, bleues ou noires peuvent exister. Les échantillons se caractérisent par la taille des minéraux, toujours visibles à l’œil nu et pouvant atteindre plusieurs centimètres.

Les granites ne constituent qu’une variété d’un ensemble plus vaste, les granitoïdes . Par «granitoïde», on entend toute roche semblable et associée aux granites. Cette définition large a le mérite d’inclure non seulement des roches grenues, entièrement cristallisées, mais aussi des roches moins parfaitement cristallisées (filoniennes et volcaniques) dont la composition est voisine.

L’analyse chimique des granitoïdes fait apparaître d’assez grandes variations (tabl. 1). Un granite «moyen» se caractérise par l’abondance des éléments chimiques O, Si, Al, Na, K et dans une moindre mesure Ca. Ces compositions se traduisent par la prédominance du quartz (SiO²) et des feldspaths ^{[cf. FELDSPATHS]}: système ternaire KAlSi³⁸ – NaAlSi³⁸ – CaAl²Si²⁸.

Les minéraux constitutifs sont classés en plusieurs groupes:

– les minéraux blancs, clairs à incolores au microscope, comprenant le quartz et les polymorphes de la silice, les feldspaths et les feldspathoïdes; dans les granites, il n’existe jamais aucun feldspathoïde;

– les minéraux colorés, encore appelés ferromagnésiens, sont de couleur vive au microscope; ils comprennent les olivines, les pyroxènes, les amphiboles, les biotites et les oxydes de fer et titane;

– les minéraux accessoires, porteurs d’éléments chimiques mineurs ou en traces, comme le zircon (Zr), l’apatite (P), le sphène (Ti), la tourmaline (B) et des minéraux pouvant constituer des concentrations importantes d’éléments métalliques: cassitérite (Sn), wolframite (W), uraninite (U), molybdénite (Mo)...

Les analyses modales, représentant les proportions en volume des différents minéraux, montrent que les granites sont des roches leucocrates (de 60 à 90 p. 100 de minéraux blancs) à hololeucocrates (plus de 90 p. 100 de minéraux blancs). Les variations à l’intérieur du groupe des minéraux blancs commandent la classification.

La nomenclature recommandée à l’échelle internationale a été adoptée au XXIV^e Congrès géologique international à Montréal, en 1972, à la suite des travaux de la commission de l’International Union of Geological Sciences dirigée par A. Streckeisen. Cette classification modale (A. Streckeisen, 1976) prévaut à l’heure actuelle sur les autres classifications de type chimique ou chimico-minéralogique. Elle est fondée sur les proportions des quatre groupes de minéraux blancs:

– quartz et minéraux polymorphes (pôle Q);

– feldspaths alcalins: potassiques, sodiques et intermédiaires (pôle A);

– feldspaths plagioclases (pôle P);

– feldspathoïdes (pôle F).

Les quatre pôles Q, A, P, F (fig. 1) forment les sommets de deux triangles équilatéraux opposés (le quartz et les feldspathoïdes sont incompatibles) ayant le côté AP en commun. Des subdivisions ont été placées à l’intérieur de chaque triangle de façon à séparer des groupes homogènes (fig. 1). Pour être complète, la nomenclature doit ajouter aux groupes définis:

– l’indice de coloration (pourcentage volumique de minéraux colorés) avec les préfixes leuco- (indice inférieur à 40), méso- (indice compris entre 40 et 60) et méla- (indice supérieur à 60); les roches holomélanocrates (plus de 90 p. 100 de minéraux colorés) ne sont pas définies selon ce schéma;

– la mention de minéraux caractéristiques, même s’ils sont rares (un granite à fayalite contient rarement plus de 1 p. 100 de ce minéral), selon l’ordre décroissant d’abondance: un granite à amphibole - biotite est différent d’un granite à biotite - amphibole;

– les particularités texturales.

2. Origine et cristallisation

La diversité d’aspect des massifs granitiques et l’homogénéité relative de leurs compositions ont donné lieu à de longues et âpres discussions, la controverse du granite, née de l’opposition de deux écoles: «neptuniste», avec A. G. Werner et J. W. von Goethe qui supposaient le granite très ancien et produit par la sédimentation au sein d’un océan primitif, et «plutoniste», avec J. Hutton, qui insista dans sa thèse, en 1787, sur l’origine profonde et le mode intrusif de la mise en place du granite. Cette «controverse», partant d’observations différentes sur des objets différents, n’avait de chances d’aboutir que par des expérimentations en laboratoire. Dès le début du XIX^e siècle, un élève de J. Hutton, J. Hall, faisait fondre des roches magmatiques.

Travaux expérimentaux portant sur l’origine des granites

De nombreux travaux expérimentaux ont porté sur des systèmes synthétiques ou sur des systèmes naturels. Les travaux de O. F. Tuttle et de N. L. Bowen (1958) sont essentiels pour la compréhension du problème des granites. La majorité des granites dans le monde étant constitués à peu près exclusivement de quartz, de feldspath alcalin et de plagioclase, ils ont limité leurs travaux au «système résiduel» synthétique Si² 漣KAlSi³⁸ 漣NaAlSi³⁸ 漣H²O (fig. 2). Ce système présente un minimum thermique M: en cristallisant, tout magma silicaté expulse un liquide devenant de plus en plus granitique. Une preuve de cette hypothèse est que l’ensemble des compositions de granites et de rhyolites dans le monde coïncide avec l’ensemble des points M déterminés pour des pressions de 1 à 5 kb (fig. 2 b). O. F. Tuttle et N. L. Bowen ont conclu que les granites constituaient les produits les plus évolués et les plus tardifs de la cristallisation des magmas silicatés.

À la même époque, H. G. F. Winkler et F. von Platen ont suivi la démarche inverse: ils ont fondu des roches. Leurs matériaux de départ étaient synthétiques ou naturels. À 2 kb de pression d’eau et vers 600 ⁰C700 ⁰C, ils ont obtenu à partir de roches métamorphiques un liquide de composition granitique et un résidu infusible riche en micas et en silicates d’alumine, reproduisant ainsi en laboratoire un phénomène géologique très répandu dans les zones profondes des chaînes de montagnes: l’anatexie , ou fusion partielle avec production de corps granitiques diffus. Des magmas de composition granitique peuvent se former et cristalliser à des températures de l’ordre de 700 ⁰C; ces températures sont facilement atteintes dans la croûte, à condition que les teneurs en eau du milieu soient suffisantes.

Apparition et croissance des minéraux

Le refroidissement d’un magma granitique conduit à une roche cristallisée selon deux étapes: le «liquidus» caractérise le passage de l’état totalement liquide à l’état solide + liquide, et le «solidus», le passage de l’état solide + liquide à l’état totalement solide.

Les phénomènes de cristallisation sont complexes: successivement, différents minéraux apparaissent, certains disparaissent et les compositions des phases minérales varient. L’observation des relations entre les cristaux de familles minérales différentes (les minéraux précoces sont inclus dans les minéraux plus tardifs) permet d’établir à partir du liquidus un ordre de cristallisation. Il n’est pas toujours facile de mettre en évidence l’association minérale cristallisant au solidus, car, fréquemment, les minéraux d’altération prennent alors le relais. Ils sont produits directement à partir de fluides percolant dans les pores de la masse granitique solidifiée ou proviennent de réactions de déstabilisation des minéraux magmatiques: développement de mica blanc, chlorite et épidote, transformations des feldspaths en phases de basse température, silicification des interstices et des fissures...

La quantité et la taille des cristaux d’une famille minérale varient en fonction de la nucléation de germes cristallins microscopiques («nuclei») et de la croissance des nucléi aux dépens de la phase liquide. Nucléation et croissance sont rarement simultanées, et leurs taux dépendent de la surfusion. Depuis 1970, des travaux ont porté sur ces deux facteurs, de façon à expliquer la texture des roches en termes d’histoire du refroidissement. Le système granitique (S. E. Swanson, 1977), par ses compositions proches du minimum thermique M, est sans doute le plus difficile à étudier, car l’ensemble des minéraux cristallise dans une petite fourchette de températures, c’est-à-dire pour une faible surfusion, produisant un assemblage minéralogique avec des cristaux de taille semblable (texture équante).

Cependant, aux températures proches du liquidus (très faible surfusion), les vitesses de croissance augmentent toujours plus vite que les taux de nucléation (fig. 3), à des vitesses de refroidissement assez lentes, et des textures pegmatitiques (cristaux géants) sont donc prévisibles. Pour des vitesses plus élevées, le solidus est rapidement atteint et les minéraux précoces, ayant cristallisé en masse, sont de petite taille (forte nucléation), alors que certains minéraux tardifs, peu nombreux (faible nucléation), peuvent atteindre une grande taille (texture porphyroïde). C’est le cas des granites «dent-de-cheval» présentant des mégacristaux tardifs de feldspath potassique de 10 à 15 cm de longueur dans une matrice relativement fine de cristaux précoces de mica, plagioclase et quartz.

3. Associations granitiques

Dans les années 1960, le problème du granite semblait définitivement résolu: le granite, «terme ultime» des processus métamorphiques, se formait uniquement par la cristallisation d’un magma provenant de la fusion partielle de la croûte continentale. La prise en compte de vrais granites en milieu océanique (Islande, Kerguelen), où aucun fragment continental n’est connu, a relancé le débat à la lumière des nouvelles synthèses géodynamiques. La découverte, lors de dragages sur la ride de Rodrigues (océan Indien), de granites recoupant des basaltes océaniques a montré que certains granites avaient la même origine que les basaltes, c’est-à-dire qu’ils provenaient du manteau.

Le problème des granites se pose ainsi en termes nouveaux, ceux de la signification géodynamique des granites et de leurs sources, le manteau jouant un rôle jusqu’à présent sous-estimé. À l’étape de la pensée scientifique monogéniste (un seul granite, une origine crustale unique) fait donc suite une conception polygéniste (plusieurs granites, sources variées). L’étude des massifs granitiques se propose de reconstituer des suites magmatiques et l’environnement géodynamique. Cette démarche s’appuie sur les observations naturalistes et les méthodes d’analyses physico-chimiques.

La variété minéralogique et chimique des granites ne constitue pas un phénomène aléatoire mais reflète une variété de sources, d’évolutions et d’associations. De nombreuses classifications ont été offertes depuis les années 1970, la plus intéressante étant celle qui considère les séries granitiques calquées sur les séries volcaniques (J. Lameyre et P. Bowden, 1982). Les granitoïdes, cristallisant en profondeur, forment des massifs plutoniques constituant les racines de volcans installés à la surface. Volcanisme et plutonisme sont deux facettes du même phénomène géologique: le magmatisme.

Le premier critère de détermination est l’environnement géodynamique au moment de la mise en place du massif granitique. Certains granites apparaissent en milieu de plaque ou en zone de divergence de plaques, c’est-à-dire dans une région non soumise aux efforts orogéniques: ils sont anorogéniques . Les autres, qui forment la majorité, s’installent dans les chaînes de montagnes au moment de leur formation et sont orogéniques .

Granites anorogéniques

Les granites anorogéniques apparaissent dans des sites relativement stables, subissant essentiellement des distensions ou des coulissements. Cependant, ils sont toujours synchrones de périodes orogéniques à l’échelle du globe (R. Black et al., 1985). Ils se situent aussi bien en milieu continental (Afrique, Écosse, Corse, Groenland) qu’en milieu océanique (Islande, Kerguelen, Seychelles) et sont identiques dans les deux cas. La source de ces granites anorogéniques ne peut donc se situer dans la croûte hétérogène mais dans le manteau supérieur: ce sont des granites mantéliques.

Deux séries anorogéniques sont classiquement distinguées: tholéïtique et alcaline. Cette coupure est artificielle car des séries intermédiaires, transitionnelles, existent. La classification est fondée sur les teneurs en alcalins et se traduit par une évolution différente des proportions des minéraux blancs (fig. 4).

Les séries tholéïtiques sont bien représentées dans les rides médio-océaniques et les complexes ophiolitiques; elles existent également en milieu continental sous la forme de massifs stratifiés (Skaërgaard, au Groenland). Elles comprennent essentiellement des roches basiques (gabbros), des quantités moindres de roches intermédiaires et de rares granites (moins de 3 p. 100 de l’ensemble). Les granites apparaissent en général au toit des massifs plutoniques ou recoupent, en filons, les empilements volcaniques situés au-dessus: ils sont interprétés comme l’expression de liquides résiduels de faible densité, issus d’une différenciation extrême, se rassemblant au sommet des chambres magmatiques et profitant des failles ouvertes pour s’injecter dans les coulées basaltiques.

Deux types de granites tholéïtiques ont été reconnus: les granites avec le feldspath potassique associé au quartz et à l’albite, mis en place dans les zones émergées, et les «plagiogranites», dépourvus de potassium, avec l’albite comme seul feldspath alcalin, mis en place en milieu sous-marin.

Les granites tholéïtiques contiennent des minéraux très riches en fer (fayalite, hédenbergite, oxydes de fer), très peu d’amphibole et de mica. Les plagiogranites sont associés à des zones d’altération hydrothermale et à des gisements métalliques importants (cuivre de Chypre). Les fluides transportent et précipitent sous la forme d’«évents» hydrothermaux à hautes températures (400 ⁰C) des sulfures métalliques (dorsale des Galapagos, à 2 500 m de profondeur): plomb, zinc, argent, mercure...

Les séries alcalines se caractérisent par un développement considérable des feldspaths alcalins par rapport au quartz, conduisant à des roches caractéristiques: syénites et monzonites. Elles apparaissent en milieux océanique (Kerguelen) et continental (Afrique, Écosse, Corse) où elles sont identiques et se mettent en place au cœur de grands volcans-boucliers (fig. 5) sous la forme de complexes annulaires d’une quinzaine de kilomètres de diamètre (B. Bonin, 1982). Ces appareils se caractérisent par une forme en coupole, à voûte surbaissée, et par l’arrangement concentrique de multiples intrusions successives. La mise en place filonienne suppose un environnement crustal cassant, c’est-à-dire une faible profondeur (environ 2 km). Les granites alcalins sont les seules roches à quartz pouvant coexister avec des roches à feldspathoïdes: les syénites néphéliniques. Les équivalents volcaniques sont représentés par les rhyolites pour les granites (essentiellement sous la forme de coulées pyroclastiques et de nappes de ponce), les trachytes et les phonolites pour les syénites.

Les granites alcalins sont subdivisés en plusieurs lignées: une lignée métalumineuse avec des roches à fayalite, hédenbergite et amphibole calcique, une lignée hyperalumineuse avec des roches à biotite et une lignée hyperalcaline avec des roches à amphibole sodique et aegyrine. À côté du quartz de couleur sombre, les feldspaths peuvent être perthitiques (intercroissance du feldspath potassique et de l’albite dans un cristal unique: granites «hypersolvus») ou se présenter en cristaux séparés de feldspath potassique et d’albite (granites «subsolvus»). Les fluides sont importants et fluorés (fluorine violette, cryolite, topaze) et favorisent des concentrations métalliques d’intérêt économique: étain du Nigeria et du Brésil, niobium et terres rares en Afrique australe, uranium du Niger et du Groenland, thorium d’Alaska...

Les séries transitionnelles sont intermédiaires et présentent des caractères mixtes avec développement simultané de feldspath alcalin et de quartz. Elles sont bien représentées en milieu océanique (Islande, Kerguelen) et peuvent également s’installer en bordure stable de continents, où elles coexistent avec les complexes alcalins (Écosse). Les massifs sont également de type annulaire et associés au volcanisme de type central à caldeira (Islande, Écosse). Les granites transitionnels ressemblent beaucoup aux granites tholéïtiques avec lesquels on les confond souvent, mais ils s’en distinguent par de plus grandes quantités d’amphibole et de biotite.

Les séries anorogéniques se répartissent dans le temps pour une région donnée:

– Dans les océans, les granites tholéïtiques se mettent en place dans les dorsales océaniques et les monts sous-marins, les «seamounts», les granites transitionnels dans les îles océaniques jeunes (encore situées sur la dorsale) et les granites alcalins dans les îles océaniques sans lien avec les rides (A. Giret, 1983). L’accumulation dans les îles océaniques de matériaux granitiques, de faible densité (de 2,60 à 2,70), provoque leur émersion définitive et la constitution d’un nouveau noyau continental qui pourra s’agréger ultérieurement aux vieux continents. Ainsi, l’archipel des Kerguelen, formé sur la dorsale médio-indienne il y a 60 millions d’années, présente la succession granites transitionnels à 40 millions d’années puis granites alcalins depuis 25 millions d’années. Il peut être considéré comme un noyau continental définitivement émergé. L’Islande, avec ses granites transitionnels vieux de 5 millions d’années, est actuellement dans l’état où se trouvait l’archipel des Kerguelen il y a 40 millions d’années.

– Dans les continents, l’ordre est inverse: à un magmatisme alcalin avec des granites peut succéder un rift rempli de produits transitionnels et destiné à se transformer en zone océanique avec magmatisme tholéïtique. Un exemple actuel est donné par la dépression de l’Afar, en Éthiopie, où des granites alcalins de 25 millions d’années précèdent un volcanisme post-Miocène de plus en plus transitionnel. Les Alpes montrent la même succession à la charnière entre le Permien et le Secondaire avec des granites alcalins continentaux (Corse, Baveno, Monzoni - Predazzo), des granites transitionnels (Cervin, Dents de Bertol) et des plagiogranites tholéïtiques océaniques (Queyras, Valais).

La séquence granite alcalin puis granite transitionnel et enfin granite tholéïtique traduit une «océanisation», la séquence inverse conduit à une «continentalisation». Les granites anorogéniques, dans ces deux processus, ont des sources mantéliques. Ils traduisent un transfert significatif de matière et d’énergie du manteau vers la croûte et participent à l’augmentation de la masse des continents.

Granites orogéniques calco-alcalins

Par bien des aspects, les granites orogéniques se caractérisent comme l’antithèse des granites anorogéniques. Ils se mettent en place dans les chaînes de montagnes (cf. CHAÎNES DE MONTAGNES [typologie]) au moment où elles s’édifient, en contextes de subduction océanique – arcs insulaires, type Mariannes et Japon, et marges continentales actives, type Andes ^{[cf. TECTONIQUE DES PLAQUES]} – et de collision continentale (type Himalaya). Ces types de situations peuvent se succéder dans le temps et dans l’espace et sont accompagnés d’associations magmatiques différentes (W. S. Pitcher, 1986).

Les granites orogéniques calco-alcalins les plus évolués contiennent en général un plagioclase intermédiaire (oligoclase) à la place de l’albite (fig. 6). L’association constante sur le terrain de roches basiques (gabbros et diorites) sous la forme d’enclaves de tailles centimétriques à hectométriques (J. Didier) et de roches granitiques qui les englobent indique la contemporanéité de magmas de compositions différentes. Elle est interprétée comme l’effet du mélange de magmas à l’intérieur d’une chambre magmatique avant leur expulsion et leur ascension dans la croûte. Lorsque le mélange arrive à la surface, les équivalents volcaniques peuvent produire des éruptions explosives de types «nuées ardentes».

Les granites calco-alcalins de la série trondhjémitique sont peu potassiques et la série comprend des roches à peu près dépourvues de feldspath alcalin, les biotites étant alors les seuls minéraux potassiques présents. Les roches basiques contiennent des amphiboles précoces et des biotites, ce qui indique que l’eau est abondante dans les magmas.

Les granites des séries granodioritiques sont associés avec des diorites et des granodiorites. L’abondance de l’eau dans les magmas basiques primaires s’accompagne de conditions relativement oxydantes avec précipitation précoce d’oxydes de fer en présence de la séquence classique de cristallisation de minéraux colorés magnésiens: olivines-pyroxènes-amphiboles-biotites. Leur mise en place dans des zones plastiques de la croûte se traduit par une orientation nette des structures et leur a donné le nom de granites «syntectoniques». Le massif pyrénéen de Quérigut est un modèle du genre (J. Marre, 1982): les roches sont hétérogènes avec des textures porphyroïdes et des enclaves de natures très variées (roches basiques à ultrabasiques, faciès de bordure, fragments de l’encaissant) et enregistrent les contraintes au moment de leur mise en place par des structures planaires et linéaires interprétées comme figures d’écoulement et/ou de gonflement. L’image est celle d’un diapir , mis en place de façon active, en force , les intrusions magmatiques successives refoulant et recoupant les formations encaissantes.

La coalescence de nombreuses intrusions diapiriques (fig. 7) constitue un batholite, de taille considérable: le batholite côtier du Pérou fait plus de 1 000 km du nord au sud et près de 80 km d’est en ouest (W. S. Pitcher et al., 1985); le batholite corso-sarde, le plus grand batholite hercynien d’Europe (J. B. Orsini, 1980), couvre 250 km du nord au sud et 60 km d’est en ouest. À l’aplomb des batholites, de grands volcans centraux émettent des andésites, des dacites et des rhyolites et constituent les «ceintures de feu» (Pacifique, Antilles, Méditerranée...).

Les potentialités économiques sont élevées: l’argent et l’or des Aztèques et des Incas ont attiré la convoitise des conquistadores et les pépites de Californie ont provoqué la ruée vers l’or. Des gisements considérables de cuivre, étain, molybdène et fer (Andes, Amérique du Nord) sont exploités dans des massifs subvolcaniques («porphyry») ayant subi des altérations hydrothermales chlorurées importantes.

Équivalents plutoniques de la série volcanique shoshonitique, les granites de la série monzonitique présentent des teneurs élevées en potassium et une grande richesse de feldspath et biotite. Ils se mettent en place tardivement dans les chaînes de montagnes en position relativement externe (fig. 8). La fréquente couleur rouge des feldspaths potassiques traduit des conditions oxydantes de cristallisation.

La position des différentes séries calcoalcalines n’est pas quelconque: les zones médianes des chaînes de montagnes sont caractérisées par un magmatisme trondhjémitique précoce, relayé en arrière par de nombreux et importants massifs calco-alcalins, enfin les zones internes sont le siège d’un important magmatisme monzonitique tardif. La liaison du magmatisme avec la subduction ne paraît pas simple: dans la chaîne hercynienne française, une polarité magmatique conforme a été mise en évidence à la limite Dévonien-Carbonifère (J. Lameyre et A. Autran, 1980), mais les phénomènes de subduction étaient alors remplacés par des processus de collision continentale, suggérant que les magmatismes calco-alcalins orogéniques constituent des réponses aux phénomènes de convergence de plaques avec un retard pouvant atteindre de 30 à 50 millions d’années.

Les nombreux travaux expérimentaux portant sur les associations calco-alcalines ont montré la complexité du problème de l’origine de ces magmas: de la plaque océanique subductée, l’eau nécessaire est expulsée par l’augmentation de pression, une partie des magmas granitiques peut provenir de la fusion des sédiments océaniques. Les magmas basiques sont essentiellement produits par la fusion en présence d’eau du manteau de la plaque chevauchante (P. J. Wyllie, 1979). Au cours de leur ascension dans la croûte de la plaque chevauchante, les magmas basiques subissent une différenciation importante sous l’action de fortes pressions d’eau et dans des conditions où les oxydes de fer précipitent précocement. La croûte peut apporter des éléments à l’élaboration finale des liquides granitiques, bien qu’il y ait des discussions sur la forme que prend cette participation.

D’origine mixte, mantélique et crustale, les granites orogéniques jouent un rôle essentiel dans la croissance des continents: la croûte continentale a une composition moyenne très semblable à celle des granites orogéniques (tabl. 1). Dans les Andes centrales (Pérou, Bolivie), la croûte continentale s’accroît de 20 kilomètres cubes par million d’années, avec seulement 10 p. 100 de roches volcaniques (andésites) et 90 p. 100 de roches plutoniques, dont un tiers de diorites et granodiorites et près de deux tiers de granites. L’introduction de matériel granitique nouveau et léger dans les zones profondes des continents pourrait expliquer en partie la surrection des montagnes (de quelques millimètres à quelques centimètres par an).

Granites orogéniques d’anatexie

Une famille de granites se singularise par sa richesse en quartz, la présence de silicates alumineux et l’absence de roches basiques congénères. Intimement mêlés aux formations métamorphiques dont ils sont issus, ces granites constituent la série anatectique. Les granites d’anatexie sont abondants dans les zones internes des chaînes de collision continentale (type Himalaya), ils renferment de nombreuses enclaves métamorphiques mais ne contiennent qu’exceptionnellement des enclaves basiques (J. Didier, 1973).

Les leucogranites, pauvres en minéraux colorés, sont des granites à feldspaths alcalins (feldspath potassique et albite), avec quartz globuleux, deux micas (muscovite et biotite) et des minéraux accessoires alumineux tels que l’andalousite, le grenat, la cordiérite, la tourmaline et la topaze (J. Lameyre, 1966). Ils subissent des actions hydrothermales importantes, cristallisation de poches pegmatitiques à cristaux géants (Minas Gerais au Brésil) et altérations: épisyénitisation (dissolution des quartz), greisenisation (transformation en quartz + muscovite) et kaolinisation (transformation des feldspaths en kaolin). De nombreuses concentrations métalliques sont associées: l’étain des Cassitérides, l’or des Gaulois Lémovices et l’uranium du Limousin ont joué depuis la plus haute antiquité et jouent encore un rôle économique important. Les émeraudes, les topazes et les tourmalines apportent le prestige des gemmes et des pierres précieuses.

L’origine crustale des leucogranites est bien connue (J. Lameyre; P. Le Fort): la fusion partielle des roches métamorphiques en présence d’eau produit des liquides dont la composition est proche du minimum thermique du «système résiduel». Les conditions thermodynamiques sont assez basses: pressions d’eau inférieures à 10 kb et températures de l’ordre de 700 ⁰C, en présence d’éléments fondants comme B, C1, F, et Li.

Les massifs leucogranitiques jalonnent les grands chevauchements profonds (Himalaya, Massif central français) et sont à peu près synchrones de leur mouvement. Des équivalents volcaniques existent avec des rhyolites à topaze, tourmaline, andalousite et cordiérite.

Lorsque le taux de fusion est plus fort, les compositions des liquides s’écartent des minimums thermiques et correspondent à des granodiorites, voire à des tonalites. Ces roches peuvent alors contenir des enclaves basiques (J. Didier, 1973), mais elles se distinguent des roches calco-alcalines par leur chimisme hyperalumineux et l’abondance de cordiérite. Dans ces associations particulières, le magma basique d’origine mantélique induit, par un apport thermique important, une fusion prononcée des formations crustales, se traduisant par un magma anatectique granodioritique. Des figures de mélanges magmatiques s’observent alors (Velay, Guéret, Margeride) [J. Didier, 1973].

La famille des granites d’anatexie est la seule à ne pas participer à la croissance des continents, mais uniquement à leur recyclage . Leurs potentialités économiques sont élevées; elles sont dues à des processus de «raffinage» par fusions partielles où les éléments chimiques entrant préférentiellement dans les liquides et les fluides (éléments «hygromagmaphiles») sont concentrés à des taux permettant leur exploitation.

4. Granites et continents

Les granites participent à la croissance et au recyclage des continents. À l’échelle du globe, la production de magmas provenant du manteau est estimée à 30 km³ par an en moyenne. Parmi ces 30 km³, 75 p. 100 sont émis au niveau des dorsales océaniques sous forme de produits tholéïtiques dont au maximum 3 p. 100 de granites (0,6 km³). Les ceintures calco-alcalines représentent 15 p. 100 du total, dont 90 p. 100 de granitoïdes (4 km³, dont 2,7 km³ de granites). Les massifs alcalins forment les 10 p. 100 restants, dont environ 10 p. 100 de granites (0,3 km³).

Les granites orogéniques calco-alcalins prédominent (75 p. 100 du total des granites produits), mais les granites anorogéniques fournissent une contribution significative (25 p. 100). Ces derniers se mettent en place aussi bien en milieu continental qu’en milieu océanique, où ils apparaissent sous forme filonienne diffuse dans la croûte océanique et sous forme concentrée dans les îles océaniques émergées. La faible densité du matériau granitique des îles empêche celui-ci de disparaître dans les zones de subduction et lui permet de participer à l’accrétion continentale au cours des épisodes orogéniques ultérieurs en compagnie des granites calco-alcalins orogéniques.

Les granites d’anatexie sont d’origine purement crustale et participent, à des taux encore assez mal connus, au recyclage des matériaux continentaux dont ils exaltent les potentialités économiques.

5. Altération

Le granite est certainement la roche dont l’altération a, depuis toujours, été le plus étudiée. Cela tient sans doute au fait non seulement qu’elle couvre environ 20 p. 100 de la surface des terres émergées, mais aussi que, par rapport à celui des autres matériaux, le manteau superficiel de décomposition est, sous tous les climats du globe, relativement épais. Or une telle particularité peut être liée à deux caractéristiques pétrographiques. D’abord, le granite est essentiellement une roche grenue, c’est-à-dire formée par la juxtaposition de minéraux plus ou moins engrenés les uns dans les autres, mais dont la taille est relativement grande, puisqu’elle est habituellement comprise entre quelques fractions de millimètre et quelques centimètres. Par ailleurs, si l’on se place du point de vue de la fragilité des minéraux vis-à-vis des phénomènes superficiels, c’est une roche constituée par deux catégories très distinctes de constituants: la première comprend les particules de quartz, feldspath potassique et muscovite, qui sont très résistantes à l’altération chimique; la seconde, des minéraux vulnérables, tels les plagioclases et la biotite.

Considérant maintenant les phénomènes de la décomposition climatique, qui sont sous la dépendance de l’action de l’eau, il est possible de mettre en évidence deux grands «modes» d’altération des granites à la surface du globe. L’un, dû à une hydrolyse ménagée, se rencontre principalement dans les régions extratropicales (zones tempérées notamment, mais aussi zones froides ou arides): c’est l’arénisation ; l’autre résulte d’une hydrolyse intense et caractérise les régions intertropicales: il s’agit de l’altération latéritique . Entre ces deux cas extrêmes, on peut cependant reconnaître, dans les régions méditerranéennes chaudes ou dans les régions subtropicales, un type d’altération spécifique mettant en jeu une hydrolyse ménagée.

Arénisation

Dans de nombreux pays de la zone tempérée, les socles granitiques sont, en l’absence de phénomènes d’érosion, altérés sur une épaisseur qui est en moyenne de l’ordre de 3 ou 4 mètres, mais qui peut aller jusqu’à une dizaine de mètres; de ce fait, ils laissent apparaître en surface une formation meuble de couleur beige et à texture conservée, au sein de laquelle demeurent quelques masses non altérées et plus ou moins arrondies (boules): c’est ce qu’on appelle une arène ou encore un gore dans certaines régions de France (fig. 9).

Il s’agit essentiellement d’un matériau grossier, puisque les sables et graviers représentent de 70 à 80 p. 100 du total et que la fraction argileuse oscille autour de 1 à 2 p. 100 (tabl. 2); d’où le nom d’arènes maigres qui leur a été donné par F. Lelong. Tous les minéraux du granite y sont présents à l’état sain, mais plus ou moins craquelés ou fractionnés (pulvérisation; G. Pédro). En outre, les plagioclases et les biotites ont quelque peu évolué: les premiers sont devenus friables, poudreux et sont même plus ou moins transformés en argiles de néogenèse (photo 1); quant aux paillettes de biotite, elles présentent un aspect mordoré caractéristique.

Ainsi, on se trouve dans ce cas en présence d’une altération chimique relativement faible (tabl. 3), alors que la désagrégation tend à se propager aisément à l’intérieur de la masse granitique, du fait de la structure grenue et, en même temps, de la présence d’un réseau de diaclases (photo 2). D’autres travaux ont réussi à expliquer cet état de choses: l’attaque ménagée se concentre sur les seuls minéraux vulnérables (plagioclases, biotites); les plagioclases sont hydrolysés et donnent naissance à des minéraux secondaires submicroscopiques du type montmorillonite, kaolinite ou même gibbsite (J. Dejou, P. Maurel, Y. Tardy), tandis que le calcium et le sodium libérés par cette décomposition s’échangent avec le potassium des biotites, qui sont, de ce fait, vermiculitisées, c’est-à-dire transformées en édifices phylliteux gonflants et hydratés (M. Robert): d’où la mise en œuvre, en certains points de la masse granitique, de contraintes résultant de ces forces d’expansion, contraintes qui sont alors susceptibles de disjoindre les minéraux et d’entraîner de proche en proche la désagrégation de la roche sur une certaine épaisseur (photo 3). Il faut cependant noter qu’au sein de ces arènes, apparemment homogènes, il est possible de mettre en évidence une série de «microsystèmes» en fonction des conditions de drainage (A. Meunier, 1980).

Du point de vue morphologique et par suite de l’existence de cet épais manteau d’arènes, les régions granitiques présentent fréquemment, en zones tempérées (en Bretagne ou dans le Massif central, par exemple), un relief mou en dômes surbaissés. Mais, en période d’érosion, en particulier sous climat périglaciaire, les formations meubles d’altération sont aisément déblayées; il ne reste alors à la surface du substratum que les boules résiduelles plus ou moins empaquetées qui forment ainsi des têtes de bloc arrondies apparaissant très nettement dans le paysage (tor du Devon, chiron de la Vendée). Mais ces boules, dont le volume atteint quelquefois plusieurs dizaines de mètres cubes, peuvent aussi s’amonceler en coulées (compayres ) ou constituer de pittoresques chaos avec roches perchées (Profil de Napoléon, Main du Diable, Pierre des fées) qui sont si caractéristiques dans certaines régions granitiques: Bretagne (Ploumanac’h, Huelgoat), Sidobre, Morvan, etc.

Altération latéritique

Dans les zones tropicales, la couverture d’altération superficielle est encore plus épaisse; très souvent, la profondeur du substratum granitique sain se situe vers 25 mètres; on connaît même des cas où le manteau latéritique atteint 130 mètres (A. Lacroix; granite de Mandrey à Madagascar).

Le profil d’altération classique se présente ici de la façon suivante : au-dessus de la roche saine, on passe très rapidement à un matériau pourri qui a perdu sa cohésion, puis progressivement, au fur et à mesure que la décomposition chimique des feldspaths s’intensifie, à une formation meuble et plastique, dans laquelle la texture de la roche primitive est conservée; on l’appelle lithomarge ou isaltérite , ou encore arène plastique (d’après F. Lelong) par opposition aux arènes sableuses de nos régions. Lorsque l’altération des feldspaths est complète et que l’architecture initiale du granite a disparu, on passe à un niveau dit argile rouge tachetée , qui est spécifique de l’évolution latéritique. Les caractères principaux de cette formation sont, par rapport aux arènes tempérées, l’importance de la fraction argileuse, essentiellement kaolinitique, qui dépasse souvent 20 à 30 p. 100 (tabl. 2), et la disparition totale des feldspaths, qu’ils soient calcosodiques ou potassiques (perte quasi totale en CaO, Na²O et K²O: tabl. 3); les seuls minéraux primaires restants sont constitués de quartz, plus ou moins craquelé et pulvérisé. L’altération correspond donc dans ces conditions à une hydrolyse intense (A. Blot, 1977), qui dégrade tous les minéraux du granite, et en particulier les feldspaths potassiques, en sorte qu’on aboutit à un manteau superficiel qui a une composition chimique globale très différente de celle de la roche de départ (tabl. 3 et photo 5).

Altération en climat méditerranéen

Des travaux récents de M. J. Penven (1988) ont permis de montrer qu’en Algérie, sous un climat méditerranéen chaud, une altération plus ménagée se produit qui conduit à la formation d’altérites sablo-argileuses pouvant aller de un à plusieurs mètres d’épaisseur. Dans la phase fine de ces altérites, on constate le maintien d’une partie des phyllosilicates 2/1 micacés transformés en vermiculite ou vermiculite hydroxyalumineuse (photo 5). Ces minéraux coexistent avec une proportion égale de minéraux néoformés (kaolinites) qui sont en étroite association avec des oxydes tels que l’hématite et des hydroxydes de fer tels que la goethite, ce qui confère aux sols et aux altérites une couleur rouge (2,5 YR du code Munsel).

Un tel climat, où les saisons humide et sèche sont très contrastées, facilite l’entraînement des particules argileuses jusqu’aux horizons les plus profonds de l’altérite.

On peut estimer que la formation de ces altérites nécessite quelques centaines de milliers d’années, cela dans des régions où les phénomènes d’érosion sont importants. On les retrouvera donc dans des conditions climatiques mais aussi morphotectoniques bien particulières. Ainsi, en Europe, de telles altérations subsistent sur la bordure du bassin méditerranéen, au Portugal et dans les terrasses quaternaires du Rhône et de la Garonne. Elles sont également observées sous un climat subtropical, en Chine et dans le sud-est des États-Unis, où la vermiculite hydroxyalumineuse, minéral de transition entre des phyllosilicates 2/1 et 1/1 (kaolinites), semble un bon marqueur de conditions d’altération plus ménagées.

En conclusion, les socles granitiques, sous toutes les latitudes – c’est-à-dire que l’on se trouve en présence de conditions d’hydrolyse limitée ou intense –, font l’objet d’une pénétration relativement aisée des phénomènes d’altération climatique. Mais les formations superficielles qui en résultent n’ont pas, suivant le cas, les mêmes caractéristiques granulométriques et minéralogiques. Elles sont grossières et constituées essentiellement par des minéraux primaires résistants (quartz et feldspaths potassiques) en zone tempérée. Dans les zones chaudes de transition, elles sont sablo-argileuses et contiennent à la fois des minéraux hérités tels que le quartz et les feldspaths dégradés, des minéraux transformés comme les vermiculites hydroxyalumineuses et des minéraux néoformés tels que les kaolinites. Enfin, dans les régions tropicales, les formations superficielles sont plastiques et principalement formées de kaolinite par suite de la disparition massive des feldspaths.