Email: prince.fehren@gmail.com

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GENERALITES
1- Définitions
 La pétrographie (du grec petra, pierre, et graphein, écrire) est une des
Sciences de la Terre qui s’intéresse à la description et à la classification
des roches.
 La pétrogenèse cherche à comprendre les mécanismes de formation des
roches.
Pétrographie + pétrogenèse = Pétrologie.
 La pétrologie (du grec logos, discours, parole) est donc la science qui
s’intéresse à la description, la classification et l’interprétation de la genèse
des roches.
 Une roche est un agrégat naturel de minéraux, de verre et/ou de matière
organique qui compose l’écorce terrestre. Exemples : le granite est une
roche magmatique composée principalement des minéraux suivants :
feldspaths, quartz et micas. Le calcaire est une roche sédimentaire
composée de fossiles et d’une matrice carbonatée ; le charbon est une
roche sédimentaire composée de matériel végétal lithifié ; l’obsidienne est
une roche magmatique composée surtout de verre volcanique.
 Un minéral est un solide (ce n’est pas un liquide, ni un gaz), naturel (il se
forme sans l’intervention de l’homme), possédant une composition
chimique définie (exprimée par sa formule chimique) et une structure
atomique ordonnée (cristal).
La glace d’eau se forme naturellement ; elle est solide ; elle possède une
composition chimique définie exprimée par sa formule chimique H2O et possède
une structure cristalline. La glace est donc un minéral. Par contre, l’eau liquide
n’est pas un minéral, car elle n’est pas solide et ne possède pas une structure
cristalline.
La halite (le sel) se forme naturellement ; elle est solide ; elle possède une
composition chimique définie exprimée par sa formule chimique NaCl et
possède une structure cristalline. La halite est donc un minéral.
Le verre peut se former naturellement (les verres volcaniques par exemple) ;
c’est un solide ; par contre, sa composition chimique n’est pas définie et ne
possède pas une structure cristalline. Le verre n’est donc pas un minéral.
2-Intérêt de la pétrographie
La pétrographie a plusieurs intérêts tant sur le plan économique, scientifique que
technologique :

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 Scientifique : les roches sont aux géologues ce que les archives sont aux
historiens. Elles nous permettent de reconstituer l’histoire des derniers 4
milliards d’années de la Terre.
 Economique : les matières premières minérales sont toutes extraites des
roches. Les matériaux de construction sont pour la plupart à base de
roches.
 Technologique : la construction des ouvrages d’art ne peut se réaliser
sans une étude géologique des terrains qui se base sur les propriétés
physiques et mécaniques des roches. Ces propriétés sont intimement liées
à la pétrographie des roches.
3- Méthodes d’identification en Pétrographie
METHODOLOGIE ET PROCEDURES
La reconnaissance des roches magmatiques peut se faire à différentes étapes du
travail du pétrographe. Elle commence sur le terrain, se poursuit au laboratoire par
les analyses microscopiques et chimiques.
Sur le terrain : la classification des roches plutoniques peut aisément être faites
par :
 la reconnaissance des minéraux à l’œil nu ;
 l’estimation du pourcentage des minéraux cardinaux ;
 l’utilisation du système de classification IUGS (classification de
Streckeisen, voir plus loin).
Au laboratoire : l’examen des lames minces au microscope polarisant permet une
analyse plus approfondie aboutissant à une classification minéralogique, texturale
et structurale plus précises.
La classification de Streckeisen : classification minéralogique
Elle permet la nomenclature des roches grenues et microgrenues essentiellement.
Elle se base sur le mode de la roche qui est le pourcentage volumétrique des
différentes espèces minérales. On l’obtient par la technique de comptage de points
sur une lame mince.
a-Méthodes descriptives
La pétrographie est basée sur l’examen des lames minces des roches sous le
microscope polarisant pour déterminer avec précision :
- les minéraux dans les roches ;
- la proportion des minéraux dans les roches ;
- la structure et la texture des roches.
o Larme mince
La lame mince , désigne une section de roche de quelques dixièmes de
millimètres d’ épaisseur montée entre une lame et une lamelle de verre destinée
à être étudiée au microscope polarisant. Sa préparation consiste à amincir un

3. 3
échantillon de roche, préalablement collé sur une plaque de verre avec une
résine ou baume de canada, à une épaisseur de 30 micromètres La réalisation de
ces lames minces est élaborée par le lithopréparateur qui suit un protocole précis
dont les principales opérations sont :
1-Le sciage de la roche :
Il est réalisé à l'aide d'une scie circulaire diamantée. Deux coupes parallèles
espacées d'environ 1 cm permettent de détacher une plaque de roche dans
laquelle on découpe enfin un fragment ayant une taille d'un morceau de sucre.
2- Le collage sur lame de verre :
L'une des faces du "morceau de sucre" est aplanie à l'aide d'un tour à plateau
horizontal par usure avec un abrasif. Cette face rectifiée est alors collée sur une
plaque de verre par du "baume du canada".
3- La réalisation d'une lame mince :
La fragment de roche collé sur la lame est à nouveau découpé à la scie diamantée
pour réduire son épaisseur à 2 mm environ. Il faut ensuite amincir encore cette
section par usure sur le plateau du tour à l'aide d'abrasifs. En fin d'opération, le
technicien contrôle avec un microscope polarisant le parallélisme des faces et
l'épaisseur de la préparation qui doit être de 30 µm. A cette épaisseur, la plupart des
minéraux sont transparents à la lumière et ils peuvent être étudiés sous un
microscope. On recouvre enfin la préparation par collage d'une lamelle protectrice.
o Microscope polarisant

4. 4
Le microscope polarisant (appelé aussi microscope pétrographique) est
l’outil de base de la pétrographie. C’est un microscope spécialisé conçu
pour déterminer les propriétés optiques des minéraux. Son grossissement
peut atteindre 1000x et permet d’identifier les grains des minéraux très
petits.
o Le compteur de point
Le compteur de points est une appareillage simple se montant sur la platine
porte objet du microscope par l’intermédiaire d’un chariot se déplaçant dans
les deux dimensions du plan horizontal sur des unités de distance
prédéfinies. Le chariot est relié à un compteur à plusieurs boutons
(tabulateur) et un afficheur du nombre de points correspondant à chaque
bouton en plus d’un afficheur totalisant automatiquement tous les points
comptés. Chacun des boutons correspond à une espèce minérale présente
dans la roche.
L’opérateur identifie l’espèce minérale à la croisée des réticules et appuie sur
la touche correspondante. Chaque pression sur un des boutons entraîne le
déplacement du chariot (dans une direction) d’une unité choisie
préalablement en fonction de la taille des minéraux. Le déplacement dans
l’autre dimension se fait manuellement et ainsi de suite. On peut ainsi
balayer l’ensemble de la lame.
 Méthodes géochimiques :
Elle est basée sur les analyses de roches ignées sensées représenter les
compositions de liquides à partir desquels elles ont cristallisée. Les roches
volcaniques aphanitiques, ou très finement cristallisées, ainsi que les
bordures figées des intrusions profondes constituent le matériel adéquats
pour ces analyses.
Elles consistent à déterminer à l’aide de différents instruments analytiques
la composition chimique de la roche.
Cette composition chimique servira à classer les roches selon des critères
internationaux. Les méthodes géochimiques sont plus fiables que les

5. 5
méthodes descriptives. Par contre, elles sont plus coûteuses et ne
permettent pas une identification instantanée des roches sur le terrain, les
échantillons doivent être ramenés au laboratoire.
Exemple d’appareillage de mesures utilisées par les méthodes
géochimiques : spectromètre de fluorescence X, spectromètre à émission
plasma, microsonde électronique.

6. 6
PARTIE I : LES ROCHES ENDOGENES
Les roches endogènes se sont formées dans les profondeurs de la Terre, donc
à des pressions et des températures supérieures à celles rencontrées à la surface
de l'écorce terrestre (où se forment des roches exogènes).
Les roches endogènes sont donc d’origine magmatique (plutonique ou
volcanique) ou métamorphique (recristallisation de roches existantes suite à
des changements de pression et de température).
I-1- Les roches magmatiques
Les roches magmatiques proviennent de la cristallisation du magma. Le magma
est composé de roches en fusion, de cristaux et de gaz dissous. Sept groupes de
minéraux composent plus de 95 % en volume de toutes les roches magmatiques.
Il s’agit de : l’olivine, les pyroxènes, les amphiboles, les feldspaths (plagioclases
et feldspaths potassiques), les micas et le quartz.
De manière générale et fortement simplifiée, on distingue principalement deux
types de magmas suivant leur teneur en silice.
 Le magma hypersiliceux : lorsque la teneur en silice est élevée
(suppérieur à 75%), le magma en fusion est très visqueux et s’écoule donc
lentement à travers l’écorce terrestre. Il cristallise alors quasi entièrement
en profondeur lors de son ascension vers la surface et seuls subsistent les
minéraux stables en présence d’un excès de SiO2. Ce type de magma
engendre les roches granitiques qui représentent près de 95 % des roches
d’intrusion au sein des roches préexistantes.
 Le magma hyposiliceux : lorsque la teneur en silice est faible (inf à
50%), le magma en fusion est fluide et traverse rapidement l’écorce
terrestre pour couler en surface. En raison de la rapidité de l’ascension,
seuls quelques minéraux cristallisent et ceux qui sont formés à haute
température restent stables compte tenu de la faible teneur en SiO2. Ce
type de magma engendre les roches basaltiques qui représentent près de
95 % des roches effusives à la surface
A partir d’un foyer magmatique, le magma en fusion migre alors vers le haut, à
travers la croûte terrestre, et selon la rapidité de cette migration et du
refroidissement, deux types principaux de roches magmatiques se forment : les
roches plutoniques qui se forment en profondeur et les roches volcaniques qui
se forment à la surface. Entre ces deux groupes principaux, existent des roches
intermédiaires appelées roches filoniennes (figure 1).
On désigne en géologie, sous le nom de roche, tout matériau de l’écorce
terrestre autre que l’eau et la glace, présentant les mêmes caractères sur des
étendues variables.

7. 7
Dans la plupart des cas une roche est un assemblage de minéraux appartenant à
différentes espèces. Ces minéraux sont souvent visibles à l’œil nu, comme dans
un granite ou alors ils ne peuvent être aperçu qu’en se servant d’un microscope :
cas des basaltes. Le cycle de formation des roches est schématisé à la figure 2
Figure1 : Mise en place des roches magmatiques
Figure 2 : Cycle de formation des roches

8. 8
I-1-1-Les roches de profondeur ou roches plutoniques
Lorsque la migration du magma est plus lente, celui-ci cristallise en profondeur
(souvent dans la partie inférieure de la croûte) pour former des masses rocheuses
appelées roches intrusives encore appelées roches plutoniques (exemple :le
granite). Les minéraux ont le temps de se former et de grandir
I-1-2- Les roches de semi-profondeurs ou roches filoniennes
Du fait de sa relative vitesse moyenne le magma (de type intermédiaire), est
monté un peu plus haut et se trouve dans un encaissant plus froid. Il se refroidit
alors un peu plus rapidement. La roche est entièrement cristallisée cependant on
peut trouver exceptionnellement du verre. C’est le domaine des roches
filoniennes (exemple : le microgranite) qui peuvent se présenter en gisements
massifs (laccolites et lopolites), lamellaires (filons, dykes, sills) ou coniques
(necks).
I-1-3- Les roches de surfaces ou roches volcaniques
Lorsque la migration est rapide, le magma atteint la surface de la croûte et s’y
répand, le refroidissement est alors relativement rapide et mène à la formation
de laves, terme général désignant les roches volcaniques ou roches
d’épanchement (également appelées roches extrusives ou effusives) (exemple le
basalte). Compte tenu du refroidissement rapide soit à l’air libre, soit sous l’eau
(au niveau des dorsales océaniques par exemple), les roches extrusives ne
présentent que quelques minéraux de petite taille dans une masse homogène à
l’œil nu. La cristallisation est donc faible, voire inexistante (exemple des
bombes volcaniques – voir ci-dessous).
Figure 3 : Formation des roches volcaniques

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I-1-4- Structures et textures des roches magmatiques
La texture est le mode d’agencement des minéraux dans une roche. Elle est
fonction de la forme, de la disposition et de la répartition des minéraux dans la
roche. La notion de texture recouvre les caractères microscopiques. Par contre,
la structure est l’ensemble des caractères extérieurs des roches en masse tels
que la stratification, la structure en couches ou en bandes. C’est l’architecture de
la roche dans son ensemble, son aspect général sur le terrain. La notion de
structure recouvre généralement les caractères macroscopiques.
a- La structure
La structure des roches volcaniques peut être litée, ou en coussins (si le magma
a refroidi sous l’eau). Les roches plutoniques présentent une structure massive.
b- La Texture
Il existe 4 types de textures (voire figure ci-dessous)
o La texture grenue ou phanéritique
La roche est complètement cristallisée. Elle est donc le produit d’un
refroidissement très lent qui se produit dans la croûte terrestre. En conséquence,
Figure 4 : Classification des roches magmatiques

10. 10
seules les roches plutoniques et certaines roches filoniennes présentent cette
texture. Elle présente plusieurs variantes :
- La texture grenue normale : Les minéraux sont suffisamment grands et ont
approximativement la même taille, semblable à celle d’un grain de blé (diamètre
de 1 mm à 3 cm). Cette texture caractérise les roches à refroidissement lent.
C’est le domaine des roches plutoniques tels que les granites, les granodiorites,
les syénites et certaines diorites ;
-la texture grenue pegmatitique : Les minéraux sont de grande taille mais de
diamètres inégaux (quelques cm à plusieurs dm). Ces roches sont le produit d’un
refroidissement très lent. Même si leur composition minéralogique est semblable
à celle des roches grenues (granites principalement), on parle en général de
pegmatites. Ce sont des roches de semi-profondeur. La pegmatite est une roche
filonienne formée dans des conditions thermodynamiques particulières ;
-la texture aplitique : Les minéraux ont également la même taille mais sont
plus petits, à peine visibles à l’œil nu (infra-millimétriques mais différentiables à
la loupe). La roche est appelée aplite parce qu’elle ne contient pas de
ferromagnésiens ;
- la texture porphyroïde : Les minéraux ont des tailles différentes.
Certains minéraux sont centimétriques dans une masse cristalline formée de
minéraux millimétriques ou infra millimétriques. C’est le cas de certaines roches
filoniennes.
Figure 5 :Texture grenue

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o La texture microgrenue
La roche est entièrement cristallisée mais les minéraux ne peuvent pas être
distingués à l’œil nu et très difficilement au moyen d’une loupe. Ils sont visibles
uniquement au microscope. La cristallisation est rapide. C’est le domaine des
roches filoniennes (roches de semi-profondeur).
Ex : les microgranites, les microdiorites…
-La texture microgrenue porphyrique : On distingue quelques cristaux
visibles à l’œil nu, alors que les cristaux de la matrice ne sont pas observables.
Cette texture traduit aussi deux temps de cristallisation, les grands cristaux
apparaissent les premiers.
-La texture doléritique : texture particulièrement propre aux dolérites (roches
basiques filoniennes, hypovolcaniques). La taille des cristaux est variable, mais
toujours faible (les minéraux sont déterminables ou non au faible
grossissement). Cette texture est constituée par un enchevêtrement de baguettes
de plagioclases. Les espaces entre les plagioclases sont occupés par des
ferromagnésiens (généralement du pyroxène ou de l’olivine, plus rarement de
l’amphibole ou de la biotite) et des minéraux opaques.
o La texture microlitique ou aphanéritique(fig 7)
Dans ce cas, la roche n’est plus entièrement cristallisée. La cristallisation due à
un refroidissement assez brusque donne naissance à de très petits cristaux, le
plus souvent allongés et observables uniquement au microscope «microlites» qui
nagent dans une masse vitreuse amorphe. C’est le cas de la majorité des roches
volcaniques ou extrusives, autrement dit, des basaltes.
Figure 6 : Texture doléritique

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- La texture microlitique porphyrique : les cristaux sont invisibles à l’œil nu,
maison constate la présence de phénocristaux, visibles à l’œil nu.
o La texture vitreuse ou hyaline
Le refroidissement est extrêmement rapide, ce qui ne laisse pas le temps au
magma de cristalliser. Les cristaux n’ont donc pas le temps de se former. C’est
un véritable verre. C’est le cas des roches formées à la suite d’une éruption
volcanique violente (obsidiennes, bombes, ponces).
Il est à préciser ici que le qualificatif de «vitreuse » n’est pas exclusif à
l’apparence d’un verre (cas des obsidiennes) mais plutôt à l’absence de
cristallisation
I-1-5- Classification des roches magmatiques
La classification des roches magmatiques a toujours posé des problèmes. Même
si ces roches ne renferment qu’une dizaine de minéraux essentiels, ces derniers
peuvent s’associer suivant des combinaisons diverses, et certains minéraux
forment des solutions solides, avec une variation progressive de la composition
chimique de la roche. Il faut aussi tenir compte de la mise en place des roches
magmatiques et la distinction entre roches cristallisées et roches vitreuses, d’où
une prolifération de noms de roches magmatiques.
Les roches magmatiques peuvent être classées de plusieurs manières. Les
classifications les plus utilisées sont celles basées sur :
Figure 7 : texture microlitique
Figure 8: Texture microlitique porphyrique

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 le lieu de mise en place des roches magmatiques (granulométrie ou
texture de la roche) ;
 la composition minéralogique ;
 la composition chimique.
L’intérêt de classer les roches magmatiques permet :
 une simplification en regroupant les différentes roches magmatiques
existantes en grandes familles.
 de reconnaître et déterminer facilement la nature des roches.
 de regrouper les roches qui ont une origine voisine.
La nomenclature des roches magmatiques n'est pas régie par des règles.
Quelques noms sont d'origine ancienne; quelques-uns sont dérivés des noms des
composantes minérales de roches particulières mais la plupart sont basés sur les
noms des localités types et des régions où elles ont été définies, comme par
exemple les andésites des Andes. On connaît des centaines de noms de roches
magmatiques, mais très peu sont d’une utilisation courante.
a. La granulométrie (ou texture) de la roche
Nous avons vu plus haut que la texture (ou granulométrie) d’une roche est un
paramètre de classification qui dépend en grande partie du temps de
refroidissement du magma. Ainsi, des roches ayant la même composition
chimique et minéralogique peuvent avoir des textures différentes. En général,
ce critère est utilisé pour subdiviser les roches magmatiques en roches
plutoniques (roches à grains grossiers à moyens) et roches volcaniques (roches
à grains fins, vitreuses ou porphyriques). On peut également ajouter à cette
subdivision les roches intermédiaires ou subvolcaniques (hypabyssales). Ces
trois divisions correspondent respectivement aux roches grenues,
microlithiques (ou vitreuses) et microgrenues.
b. Composition minéralogique ou modale
C’est le paramètre essentiel le plus accessible pour la classification des roches
magmatiques. Les roches magmatiques sont composées d’une dizaine de
minéraux essentiels. Ces minéraux peuvent être classés en fonction de leur
couleur en deux classes :
- Les minéraux blancs
Quartz
Feldspaths alcalins (orthose, sanidine, albite)
Feldspaths calco-sodiques ou plagioclases
Feldspathoïdes (leucite, néphéline, mélilite).
Micas(muscovite)
- Les minéraux colorés
Olivines
Pyroxènes

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Amphiboles
Micas (biotite)
La composition minéralogique réelle d’une roche magmatique (mode) peut être
déterminée par une observation au microscope polarisant (en utilisant le
compteur de points).
Cette détermination n’est possible que dans le cas d’une roche entièrement
cristallisée (roche plutonique). La détermination de tous les minéraux de la
roche s’effectue par balayage systématique de la lame mince grâce à un
compteur de points muni d’un dispositif qui entraîne automatiquement la platine
à chaque impulsion.
Selon la proportion et la nature des principaux minéraux, les roches sont
réparties en classes, ordres et groupes.
 Classification basée sur l’indice de coloration
La couleur des roches éruptives est fonction de l’importance des minéraux clairs
(blancs) ou foncés (sombres ou colorés).
Les minéraux blancs : quartz et autres formes de la silice (calcédoine),
feldspaths (orthose, microcline et plagioclases), feldspathoïdes (leucite et
néphéline), muscovite (mica blanc).
Les minéraux colorés : pyroxènes (augite, hypersthène), amphiboles
(hornblende), biotite (mica noir), péridots (olivine)….
Ainsi on dira d’une roche claire qu’elle est leucocrate et d’une roche foncée
qu’elle est mélanocrate. Une roche à couleur intermédiaire sera dite mésocrate.
On distingue donc :
- Les roches leucocrates: constituées de 0à 35 % de minéraux colorés.
- Les roches mésocrates : 35 à 65 % de minéraux sombres (colorés).
- Les roches mélanocrates : 65 à 90 % de minéraux colorés (sombres).
- Les roches holomélanocrates : 90 à 100% de minéraux colorés.
Le diagramme de la figure 6 suivant nous permet de déterminer la couleur de la
roche et de trouver les différents minéraux sombres qu’on pourrait leur associer.

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 Classification de Streckeisen (Internationale, U.I.S.G.)
Dans le but d’unifier la terminologie des roches magmatiques, l’Union
Internationale des Sciences Géologiques (U.I.S.G.) recommande d’utiliser la
classification de Streckeisen (1974) appelée aussi : classification internationale.
Cette classification, basée sur les proportions de minéraux présents dans les
roches et sur l’incompatibilité existant entre le quartz et les feldspathoïdes, est
représentée par deux triangles équilatéraux ayant une base commune (figure
5A). Les sommets du triangle supérieur sont occupés par le quartz (Q), les
feldspaths alcalins (A) et les plagioclases (P). Les sommets du triangle inférieur
sont occupés par les feldspaths alcalins (A), les plagioclases (P) et les
feldspathoïdes (f). Les feldspaths alcalins sont représentés par l’orthose et la
microcline, les plagioclases par les feldspaths calco-sodiques (An05 à An100).
Cette classification s’applique aux roches contenant moins de 90 % de minéraux
ferromagnésiens.
Pour les roches volcaniques, on utilise la même procédure, à condition de
pouvoir déterminer la composition minéralogique (parfois difficile à cause de la
finesse des minéraux) (fig
Cette nomenclature doit ajouter aux principaux groupes (noms) définis :
- l’indice de coloration, avec les préfixes leuco-, méso- et méla-, selon la
proportion des minéraux colorés. Exemple : leuco-granite (granite très
clair) ;
- la mention des minéraux caractéristiques, selon l’ordre croissant
d’abondance (attention : ces minéraux sont rares). Exemple : un
granite à amphibole-biotite contient plus de biotite que d’amphibole ;
- la taille des grains (pegmatitique, grossier, moyen, fin, aplitique).
Exemple : granite pegmatitique (gros cristaux centimétriques) ; granite
aplitique (granite à cristaux fins, invisibles à l’œil nu).
Pour classer les roches holomélanocrates (contenant plus de 90 % de minéraux
colorés), on utilise un triangle dont les sommets sont occupés par l’olivine,
l’orthopyroxène et le clinopyroxène (figure 3.B).
Les roches contenant plus de 40 % d’olivine sont des péridotites, celles en
contenant moins sont des pyroxénites. Les péridotites sont divisées en dunites
(plus de 90 % d’olivine), harzburgites(olivine + orthopyroxène), wehriltes
(olivine + clinopyroxène) et l’herzolites(olivine + orthopyroxène +
clinopyroxène).

16. 16

17. 17
Figure 9 : Classification des roches magmatiques de Streckeisen.
La partie supérieure du diagramme de Streckeisen a permis de déterminer trois
groupes (figure 4) :
Figure 10 : Classification des roches magmatiques (diagramme de Streckeisen)

18. 18
 Les granitoïdes
Les granitoïdes contiennent 20 à 60 % de quartz (fig 6).
Exemple : granite, pegmatite, granodiorites, microgranite, rhyolite …
Les granitoïdes grenus
- Les granites:
Ce sont les roches grenues les mieux représentées dans l’écorce terrestre.
Un granite contient généralement en plus de quartz, feldspaths alcalins et
plagioclase, des micas qui peuvent être : la biotite (granite à biotite, cela signifie
que le granite contient en plus des minéraux cardinaux, une proportion
importante de biotite) ; la muscovite (granite à muscovite) ;la biotite et la
muscovite (granite à 2micas).
Les amphiboles peuvent également être présentes seules ou avec la biotite
(granite à amphibole, à biotite et amphibole).
- Les pegmatites:
Les minéraux sont de très grandes tailles .Les minéraux les plus courants
des pegmatites sont le quartz, les feldspaths alcalins, la muscovite. Les
minéraux accessoires y sont très fréquents et souvent abondants et bien
cristallisés. Les pegmatites forment des filons ou des amas autour ou dans
les granites.
- Les granodiorites:
Ces roches ont une constitution voisine de celle du granite. Leur teneur en
silice peut être aussi forte que celle de bien de granites vrais. Le quartz y
est moins abondant que dans les granites. Les feldspaths potassiques y
sont peu abondants. Les plagioclases sont largement dominants. On y
trouve généralement les amphiboles et accessoirement la biotite. Les
granodiorites sont un peu plus sombre que les granites.
Les granitoïdes microgrenus
- Les microgranites:
Ce sont des granites refroidis trop vite pour pouvoir bien cristalliser.
D’où la taille plus faible des cristaux. Leur composition est celle des
granites.
Les granitoïdes microlitiques

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- Les rhyolites:
Ce sont des roches partiellement cristallisées (texture microlitique) ou
vitreuse. Les rhyolites sont des laves qui, à leur arrivée à la surface, sont
très visqueuses et, de ce fait, ne forment pas decoulées mais des dômes ou des
aiguilles (types montagne Pelée à la Martinique).
 Les syénitoïdes
Les syénitoïdes peuvent être définies comme des granites avec peu ou
sans quartz, riches en feldspaths alcalins. Ils contiennent généralement :
- 0 à 20 % de quartz
- 35 à 100 % de feldspaths alcalins
Exemples: syénites, monzonites et trachytes (fig 5).
Les syénitoïdes grenues
- Les syénites:
La syénite est une roche grenue dont les minéraux essentiels se réduisent à
deux :
Feldspaths alcalins (orthose) et amphiboles. L’orthose donne souvent une
coloration rose qui tranche avec l’amphibole.
- Les monzonites:
Ce sont des roches à proportions de feldspath potassique et plagioclase
égales.
Les syénitoïdes microlitiques
- Les trachytes:
Ce sont des roches grises rarement jaunâtres ou roses dont les
phénocristaux sont constitués de la sanidine (forme de feldspath alcalin à haute
température), de la biotite et de l’amphibole. Mais jamais de quartz.
 Dioritoïdes
Ils sont constituées de :
- 0 à 20 % de quartz
- 0 à 35 % de feldspaths alcalins
- 65 à 100 % de plagioclases (fig 6).

20. 20
Exemple : diorite et andésite, gabbro et basalte.
Les dioritoïdes grenus
- Les diorites:
Ce sont des roches grenues riches en plagioclase acide à équilibre de silice
(60%), avec peu de feldspath potassique et contenant généralement de
l’amphibole et parfois un peu de pyroxène. Ce sont des roches massives
nettement plus sombres que les granites.
- Les gabbros:
Ce sont des roches grenues très sombres, massives composées de
plagioclase calcique (anorthite) que sodique avec généralement du pyroxène et
parfois de l’olivine.
- Les dolérites
De forme intermédiaire à texture doléritique réalisée uniquement dans les
dolérites. Ce sont des roches à composition de basalte qui se sont refroidies dans
des gîtes souterrains de faible profondeur. Les plagioclases forment de grands
cristaux rectangulaires très allongés ou lattes, visibles à l’œil nu ou à la loupe.
Les dioritoïdes microlitiques
- Les basaltes:
Ce sont des laves les mieux représentées dans les produits volcaniques.
Les basaltes sont des roches gris foncé à noires, massives où l’on peut
fréquemment distinguer des phénocristaux de pyroxène et d’olivine.
 Classification basée sur la teneur en silice : notion d’acidité et de
basicité d’une roche
Les notions d’acidité et de basicité en géologie diffèrent de celles de la chimie
qui elles sont basées sur le pH.
En géologie le système utilisé pour classer les roches magmatiques est fonction
de la teneur en silice (SiO2).Ce système nous permet donc de distinguer les
roches acides et les roches basiques. Ainsi une roche sera acide lorsqu’elle est
riche en silice être relativement pauvre en ferromagnésiens.
Elle est basique si au contraire, elle est relativement pauvre en silice et riche
en ferromagnésiens.
On distingue ainsi en fonction de la teneur en silice :

21. 21
Les roches acides: % de SiO2 > 66 %
Les roches intermédiaires:52 %< % de SiO2< 66 %.
Les roches basiques (mafiques):52 %> % de SiO2> 45 %.
Les roches ultrabasiques (ultramafiques):% de SiO2< 45 %.
c- La Composition chimique
La composition chimique des roches magmatiques est le plus important et le
plus précis des critères de classification des roches. L’inconvénient est qu’il
nécessite des travaux d’analyse au laboratoire, et ne permet pas une
détermination rapide de la roche sur le terrain. La composition chimique des
roches magmatiques est exprimée sous la forme de la teneur en % des oxydes
principaux. On peut alors entamer une classification des roches en fonction de
leur teneur en certains oxydes. L’analyse chimique permet aussi le calcul de la
norme (composition minéralogique virtuelle) et donc de classer les roches
volcaniques et vitreuses qui sont dépourvues de minéraux.
 Classification basée sur la saturation en silice SiO2 (voir précédent)
 Classification basée sur la saturation en alumine Al2O3
On obtient en fonction de la teneur en Al2O3 : les roches
hyperalumineuses, les roches méta-alumineuses et les roches hypoalumineuses
ou hyperalcalines.
I-1-6- Critères de reconnaissance macroscopiques des roches magmatiques
Au niveau de la reconnaissance et de description macroscopique des roches
magmatiques on compte huit (8) critères :
a- L’aspect
L’aspect de la roche étudiée peut être massif ou vacuolaire (présence de
vacuoles).
b- La couleur
En fonction de la teneur de la roche en minéraux clairs ou colorés, elle peut être
leucocrate, mésocrate, mélanocrate ou holomélanocrate.
c- La texture

22. 22
La texture de la roche est soit grenue avec toute les variantes, soit microgrenue,
soit microlitique, soit vitreuse.
d- La composition minéralogique
Ici il s’agit de citer les différents minéraux qui composent la roche. En plus des
minéraux cardinaux dont on estime les pourcentages de façon quantitative on
doit citer tous autres minéraux visibles dans l’échantillon de la roche étudiée.
e- Le groupe
L’échantillon de roche étudié peut être un granitoïde, une syénitoïde ou un
dioritoïde. Il faut donc le préciser.
f- La famille
La famille est celle des roches magmatique.
g- L’origine
La roche magmatique en question peut être d’origine plutonique (roche de
profondeur), filonienne (roche de semi-profondeur) ou volcanique (roche de
surface).
h- Le nom
On donne le nom de la roche.
Exemple : granite, granodiorite, gabbro etc.
EXERCICES
1- Déterminer les pourcentages en minéraux cardinaux des roches
représentées par les points sur la figure ci- dessous.
Donner pour chaque point le groupe et l’éventuel nom de la roche

23. 23
2- a- Placer sur le diagramme de Streckeisen les échantillons A, B et C dont
la composition est dans le tableau
b- Groupe ? et nom ?

24. 24
3- Déterminer en utilisant le diagramme de Streckeisen, les roches dont les
compositions minéralogiques sont représentées dans le tableau suivant.

25. 25
I-2- Les roches métamorphiques
I-2-1- Définition
La roche métamorphique est une roche dont la composition minéralogique et
structurale d’origine s’est modifiée sous l’action de températures et/ou de
pressions élevées, généralement en profondeur dans la croûte terrestre.
Les roches métamorphiques sont donc formées à partir de roches préexistantes
(roches magmatiques, sédimentaires ou déjà métamorphiques) qui ont subies un
métamorphisme. Ce processus entraîne une restructuration minéralogique de
ces roches sous l’effet d’une forte augmentation de température et/ou de
pression. Les transformations minéralogiques et structurales subies par les
roches se font toujours à l’état solide. Selon la nature des roches initiales, on
parle de para-métamorphisme (associé aux roches sédimentaires),d’ortho-
métamorphisme (associé aux roches magmatiques) ou de polymétamorphisme
(associé aux roches métamorphiques). Ainsi, un granite ou une rhyolite (roches
magmatiques) donne un ortho gneiss, tandis qu’une série sédimentaire de nature
arkosique (composition chimique identique au granite) donne un para gneiss.
Elles peuvent également être nommées en utilisant le nom de la roche d’origine,
précédé du préfixe méta- : par exemple, un méta-grès, un méta-basalte ou un
méta-conglomérat.
Lorsqu’une roche est soumise à un second métamorphisme, on parle de
rétromorphose.
I-2-2- Les principaux facteurs
Les principaux facteurs de métamorphismes sont la température (T) et la
pression (P).
a- La pression
Elle s’exprime sous deux formes qui sont la pression lithostatique et la
pression dirigée ou contrainte.
- La pression lithostatique en un point est due au poids des roches sus-
jacentes (profondeur multipliée par la densité des roches sus-jacentes
moins la pression des fluides interstitiels)
- La pression dirigée : lorsqu’on comprime un échantillon suivant une
direction, à des pressions croissantes, on obtient d’abord une
déformation élastique (proportionnalité entre l’effort et la

26. 26
déformation), puis une certaine valeur, variable d’une roche à l’autre.
On atteint ainsi le seuil de rupture. L’échantillon se brise. Si cette
compression à lieu à une température très élevée, l’échantillon se de
forme de façon plastique.
b- La température
Elle détermine les zones de stabilité des minéraux. Elle augmente avec la
profondeur suivant un gradient géothermique dont la valeur moyenne est de
30°C/km près de la surface. Dans les zones ou s’installe le métamorphisme
régional (-12km à -27km). Cette augmentation de la température entraîne les
modifications suivantes :
-la disparition de la matière organique
-la décomposition des carbonates avec dégagement de CO2
-la déshydratation des minéraux.
I-2-3 Processus de formation
La formation des roches métamorphiques est due au processus du
métamorphisme, provoqué par une forte augmentation de température et/ou de
pression.
L’augmentation de la pression est due au poids des couches supérieures
(pression lithostatique)qui entraîne une compaction et la diagenèse
(transformation d’un sédiment en roche), des fluides (pression hydrostatique)
ou des contraintes liées aux phénomènes tectoniques (voir tectonique des
plaques).
L’augmentation de la température est naturelle, puisque le gradient
géothermique naturel moyen est de l’ordre de 30 °C par kilomètre de profondeur
(voir géothermie).
Sous l’effet de ces variations physiques et thermiques, la roche initiale (appelée
protolithe) sort de son domaine de stabilité. Elle subit une modification de ses
propriétés physiques, chimiques et minéralogiques, entraînant l’apparition de
certains minéraux et la disparition d’autres. Les propriétés chimiques finales
peuvent rester les mêmes qu’initialement (métamorphisme isochimique) ou
changer complètement (métamorphisme allochimique).
I-2-4- Types de métamorphisme

27. 27
Quatre grands types de métamorphisme produisent la majorité des roches
métamorphiques. Ce sont :
- le métamorphisme régional ou général;
- le métamorphisme de contact ou thermique;
- le métamorphisme cataclastique ou dynamique;
- le métamorphisme de choc.
a- Le métamorphisme régional
Ces roches se caractérisent par une forte diminution de la taille de leur grain.
Lorsque la température et la pression agissent ensemble, les roches forment une
toute nouvelle suite de minéraux et de structures ou textures (l'arrangement
relatif des grains et des cristaux dans la roche). Ces processus surviennent à
grande échelle dans les ceintures de montagnes qui se forment au lieu de
rencontre de plaques tectoniques. Les roches métamorphiques qui en résultent se
nomment parfois métamorphiques régionales, en raison de leur présence sur
des épaisseurs et des surfaces importantes.
b- Le métamorphisme de contact.
Le métamorphisme de contact est celui qui se produit dans la roche encaissante
au contact d'intrusifs. Lorsque le magma encore très chaud est introduit dans une
séquence de roches froides, il y a transfert de chaleur (les flèches) et cuisson de
la roche encaissante aux bordures.
Les minéraux de cette roche sont transformés par la chaleur et on obtient une
roche métamorphique. Ainsi, les calcaires argileux dans lesquels s'est introduit
le magma qui forme aujourd'hui le Mont-Royal, ont été transformés, tout autour
de la masse intrusive, en une roche dure et cassante qu'on nomme une
cornéenne. On appelle cette bordure transformée, une auréole
métamorphique.
Sa largeur sera fonction de la dimension de la masse intrusive, de quelques
millimètres à plusieurs centaines de mètres, allant même à quelques kilomètres
dans le cas des très grands intrusifs.

28. 28
c- Le métamorphisme cataclastique.
Lorsque la pression ou les forces mécaniques comme le cisaillement et le
broyage le long d'une faille en sont la cause, il en résulte de la roche
cataclastique (cassée en petites particules) ou mylonitisée (broyée).
d- Le métamorphisme de choc.
Le métamorphisme de choc est celui produit par la chute des météorites à la
surface de la planète. Le choc engendre des températures et des pressions
énormément élevées qui transforment les minéraux de la roche choquées, des
températures et des pressions qui sont bien au-delà de celles atteintes dans le
métamorphisme régional.
I-2-5- Types de faciès métamorphiques
a- Définition de faciès métamorphique
C’est l’ensemble des minéraux qui caractérisent un domaine de pression et de
température (Domaine P-T). On distingue trois principaux faciès qui sont:
-Le faciès schistes verts (épizone)
- le facies amphibolites (mésozone) ;
- le faciès granulites (Catazone).
Figure 11 : Métamorphisme de contact

29. 29
Une roche ignée qui se métamorphose à une température supérieure à 275°C,
cristallise dans le faciès des schistes verts, nommé ainsi d'après la couleur de
ses minéraux symptomatiques (la séricite, la chlorite, l'épidote).
Au-dessus de 450°C environ, l'amphibole domine la minéralogie des roches du
faciès des amphibolites (l’amphibole, biotite, muscovite, feldspath).
À une température dépassant 750°C, l'apparition de pyroxène indique l'origine
du faciès des granulites, nommé ainsi en raison de la texture granuleuse et
grossière des roches.
Tableau 1: Faciès et roches métamorphiques correspondants ; associés à la classification de
GRUBENMANN

30. 30
b- Paragenèse
C’est l’ensemble des minéraux en équilibre dans une même roche (composition
minéralogique).
c- Séquence
C’est l’ensemble des roches provenant d’une même roche originelle et dus à des
conditions de P et T différents (donc liés à des faciès métamorphiques
différents).
Figure 12 : Faciès métamorphiques
Tableau 2 : montrant des séquences

31. 31
I-2-6- Structures des roches métamorphiques
Selon son intensité, le métamorphisme s’accompagne de la création de
structures particulières, notamment la schistosité (la roche se débite en feuillets
de même composition minéralogique, lorsque le métamorphisme est faible), la
foliation(recristallisation fine de certains minéraux, comme les micas, lorsque le
métamorphisme est plus fort).
a- La schistosité
La schistosité décrit une famille de plans subparallèles et régulièrement espacés
selon lesquels certaines roches se débitent (ou se clivent) facilement en feuillets
plus ou moins épais. Cette particularité est le propre de roches à granulométrie
plus ou moins fine ou argileuse, dont elle marque l'aplatissement. Elle est mise à
profit dans la taille des schistes et des ardoises, par exemple. On distingue deux
grands types de schistosité :
- la schistosité non pénétrative ou espacée, lorsque les plans de
schistosité sont séparés de quelques millimètres ou plus ;
- la schistosité pénétrative lorsqu'elle concerne toute la masse de la
roche. C'est le cas du phyllade ou de l'ardoise.
Les plans de schistosité reflètent souvent le fait que des micas sont réorientés. Ils
ont cristallisé ou recristallisé à plat sur ces plans. À ce titre, la schistosité est
souvent caractéristique des roches métamorphiques par la venue deminéraux de
néoformation.
b- La foliation
La foliation (du latin folium, feuille) est une structuration en plans distincts des
roches métamorphiques. La structure est marquée par l'orientation préférentielle
de minéraux visibles à l'œil nu le plus souvent les ferromagnésiens.
Contrairement à la schistosité affectantces mêmes roches métamorphiques, le
caractère spécifique de la foliation est la différence potentielle de minéralogie
des différents feuillets. Il y a le plus souvent une différenciation pétrographique
nette, aboutissant à l'alternance de feuillets de composition minéralogique

32. 32
différente (feuillets clairs et foncés) dans les roches métamorphiques de haut
grade, par exemple les gneiss.
Remarque : Une roche peut recristalliser sans acquérir une schistosité ou une
foliation. Il n’ya pas d’orientation préférentielle des minéraux. Cette structure se
rencontre dans le métamorphisme de contact et le très faible degré du
métamorphisme régional. Dans ces domaines, la texture de la roche magmatique
originelle ou la stratification de la roche sédimentaire originelle reste visible.
Une telle structure est dite équante.
I-2-7- Classification des roches métamorphiques
La classification des roches métamorphiques est délicate car se mélangent les
caractéristiques des roches initiales (composition minéralogique, structure, etc.)
et le degré de métamorphisme (fonction du couple pression-température lors de
leur formation), qui est déterminé à l’aide deminéraux marqueurs ; en effet,
comme les divers minéraux qui constituent une roche sont stables dans des
domaines de température et de pression bien définis, ils constituent de précieux
indicateurs de l’intensité de métamorphisme subie par la roche.
Ainsi, il existe par exemple des roches de haute température (gneiss et granulites
à grenats) et des roches de haute pression et basse température (schistes bleus à
glaucophane). La présence d’andalousite dans la roche est significative de haut
Figure 13 : Mécanisme de formation de la foliation

33. 33
et température et basse pression, tandis que les grenats dans une roche sont
significatifs de haute température et haute pression. L’argile est métamorphisée
en ardoise si la température reste basse, mais elle se métamorphise en phyllite si
la température est suffisamment élevée (recristallisation des minéraux argileux
en paillettes de mica), voire en schiste(recristallisation complète de l’argile)sous
l’action de températures encore plus fortes.
Des « climats » métamorphiques sont associés à des zones de température
pression identiques : le climat basse pression-haute température (de type
Abukuma) correspond au métamorphisme de contact (principalement dû à une
augmentation de température à la suite d’une intrusion de magma) ou au
métamorphisme océanique hydrothermal, comme à Flamanville, en Normandie ;
le climat moyenne pression-moyenne température (de type
Barrowien)correspond à un métamorphisme régional(tectonique de collision),
comme dans le Massif central ; le climat haute pression basse température (de
type Franciscain)correspond aussi à un métamorphisme régional mais de
subduction, comme dans les Alpes.
Toute sorte de roche peut être métamorphisée : un conglomérat devient un
conglomérat déformé ou un gneiss conglomératique, le shale de l’ardoise, les
syénite du gneiss syénite, le grès de la quartzite, le calcaire du marbre, le granite
du gneiss granitique, le charbon de l’anthracite, la rhyolite du schiste
porphyrique, le gabbro du schiste vert, etc.
I-2-8- Nomenclature
Les roches métamorphiques les plus communes sont les gneiss et les schistes.
Le gneiss est une roche cristalline formée par un métamorphisme régional
(ou général). La foliation est souvent nette, symbolisée par des lits de teinte
sombre et riche en minéraux ferromagnésiens (micas, amphiboles) qui alternent
avec des lits plus clairs de quartz et de feldspaths.
Les schistes sont repérables lorsque les cristaux du minéral principal sont
disposés en couches parallèles, formant un grand nombre de feuillets (ou plan de
schistosité) selon lesquels les roches schisteuses se débitent facilement. Leur
nom provient du minéral dominant à l’origine de la schistosité (les micaschistes
lorsque les micas dominent).Une autre roche métamorphique, le marbre,
provient de la transformation des roches sédimentaires carbonatées (calcaire,
dolomie). C’est une roche, compacte, dure et lourde. Le marbre blanc, avec des
structures cristallines visibles, est la forme la plus pure du marbre.

34. 34
Les marbres sont souvent utilisés comme matériaux de construction et en
statuaire.
I-2-9- Critères de reconnaissance des roches métamorphiques
1- Aspect (Massif,…..)
2- couleur (Grise, verte,…..)
3- Structure (équante, schisteuse, foliée)
4- Paragenèse (minéraux présents)
5- Faciès Métamorphique (Schistes verts, Amphibolite, Granulite)
6 – Origine (ortho /para)
7-Famille (roches métamorphiques)
8- Nom (gneiss, schiste, micaschiste…)

35. 35
PARTIE II : Les roches exogènes
Ce sont par définition les roches qui sont formées à la surface de la terre,
c’est-à-dire sur le sol ou au fond des eaux.
Elles ont pour origine :
-soit l’érosion et le transport de matériaux issus de roches préexistantes.
- soit l’activité des êtres vivants
- soit des phénomènes purement chimiques.
Leur formation est schématisée sur la figure ci-dessous. On divisera les
roches exogènes en deux catégories : les roches sédimentaires et les roches
résiduelles.

36. 36
Figure 14 : Les roches exogènes
Altération
dominante
Erosion
dominante
Minéraux
d’altération
sans
transport
Solution
colloïdale
Détritus
Transport et
précipitation
Transport et
intégration
par
organismes
Transport
et dépôt
ROCHES
RESIDUELLES
ROCHES D’ORIG. CHIM.
ET BIOCHIMIQUES
ROCHES
DETRITIQUE
S
ROCHES SEDIMENTAIRES
Roche-
mère

37. 37
II-1- Les roches sédimentaires
Les roches sédimentaires sont des matériaux provenant de la destruction (ou
fragmentation) de roches préexistantes puis transportées et déposées. Elles
représentent seulement 5% de la lithosphère ; en surface, par contre elles
forment 75% des émergées. Suivant le mode de formation les roches
sédimentaires se répartissent en trois catégories.
- Les roches détritiques proviennent de la diagénèse (ensemble des
processus qui affectent un dépôt sédimentaire et le transforment
progressivement en roche sédimentaire solide) ou lithification
(transformation d’un sédiment meuble en roches sédimentaire
consolidée par compaction et cimentation) d’amas de particules solides
arrachés à des roches préexistantes par les agents atmosphériques. Ces
particules ou débris peuvent être liés par un ciment.
- Les roches organogènes dont le sédiment originel est dû à
l’accumulation de débris d’organisme (coquilles, tissus de soutien
etc…)
- Les roches hydrochimiques ou évaporites proviennent de la
précipitation des sels dissous dans les eaux.
II-1-1- Processus de formation des roches sédimentaires
La formation des roches sédimentaires procède de la fragmentation
suivie du transport des roches préexistantes.
a- La fragmentation
Les roches détritiques sont formées de détritus, qui sont le résultat de
différents types de fragmentation issus d’actions physiques (bris par éboulement,
choc, éclatement thermique, gélifraction, dissolution de certains cristaux ou du
ciment seulement) ; d’actions biologiques (racines et lianes, micro-organismes,
animaux fouisseurs, hommes, lithophages) ; d’actions chimiques (dilatation ou
réfraction dues aux altérations chimiques, actions corrosives des sels) ; d’érosion
(il faut qu’il ait eu fragmentation préalable pour que le mouvement des fluides
entraines le détachement des débris.
b- Les différents types de transport

38. 38
Les matériaux sédimentaires ont tous un volume et un poids suffisant pour subir
l’effet de la pesanteur ; ainsi les êtres vivants et les précipitations physico-
chimiques ont pour résultats essentiels de rassembler les molécules minérales
dissoutes en ensembles plus volumineux, qui se comportent ensuite comme des
matériaux détritiques.
La pesanteur fait que la sédimentation s’effectue surtout dans les zones basses
de l’écorce, où se rassemblent les eaux après un transport plus ou moins
important. On distingue :
- Action de la pesanteur
- Action de l’eau (pluie, rivière, fleuve, océan etc…)
- Action du vent
- Action de la glace
II-1-2- Les roches détritiques
a- Classification des roches détritiques
Elles sont formées par des fragments de roches ou de minéraux isolés, meubles
ou consolidés.
Leur classification est basée essentiellement sur la taille des éléments
(tableau).
Des distinctions seront faite ensuite selon la nature des éléments et du ciment.
- Poudingue : éléments de taille variable, de forme dans l’ensemble
arrondie
- Brèche : éléments anguleux
- Grès : éléments de la taille de grains de sable, ils peuvent être lités ou
non. Le minéral dominant est le quartz, ensuite viennent les feldspaths
puis nettement moins les micas (essentiellement muscovite). Si les
grains de feldspaths et en particulier de feldspath alcalins sont
abondants, on parle d’arkose (ne pas confondre avec un granite).
Les grains sont liés par un ciment qui peut être siliceux, calcaire, argileux,
ferrugineux.
Exemple : les grès ferrugineux de Bingerville.
- Sables
 Sables marins : ils sont généralement caractérisés par des
éléments de forme émoussée d’aspect luisant. Ils sont assez
souvent calibrés et très bien classés

39. 39
 Sables fluviatiles : Pratiquement comme le premier mais sont
souvent mal classés, d’aspect très fruste et deviennent
progressivement plus émoussés.
 Sables glaciaires : sont très anguleux ; ils ont l’aspect broyé et
se présentent en éclats et en poussière, sans aucun calibrage.
 Sables éoliens : très caractéristiques ; les grains de taille
moyenne sont très arrondis et dépolis. Ce dépoli et cet arrondi se
produisent par suite de nombreux chocs des grains entre eux.
- Argiles et argilites
Elles sont constituées essentiellement de minéraux argileux. Les argiles
sont très tendre (rayable à l’ongle). Elles sont fragiles à l’état sec et se brisent
avec une cassure conchoïdale. Elles ont un grand pouvoir absorbant (collent à la
langue).
Plusieurs composés peuvent entrer dans la composition des argiles. Ainsi
on aura des argiles à montmorillonite issues de l’altération des roches éruptives
d’épanchement, roches vitreuses et microlitiques (basalte), des argiles à
kaolinite provenant de l’altération des roches grenues acides, surtout de leurs
feldspaths.
Tableau 3 : Classification des roches détritiques
Taille des éléments Classification Roches meubles Roches consolidées
>2 mm Rudites
grains grossiers
Blocs
Galets
Graviers
Conglomérats :
Poudingues et
Brèches
2 à 0.2 mm Arénites
grains moyens
sables Grès
<o.2mm Lutites
grains fins
pélites
Boues
Silts, vases,
argiles
Argilites
Argiles
b- Utilisation des roches détritiques
- Le sable
Il entre dans la fabrication des pièces céramiques comme dégraissant.
Lorsqu’il est propre, il entre comme constituant principal dans la fabrication du
verre.

40. 40
Il est utilisé pour la fabrication des tuiles en mortier et aussi des parpaings
ciment-sable.
Il est utilisé dans la construction en général.
Il est fondu en tant que source principale du silicium et de la silice (oxyde de
silicium SiO2) pour la fabrication de cristaux de quartz artificiel et l’industrie
des semi-conducteurs (circuits intégrés et piles photovoltaïques).
Le cristal quartz est utilisé comme élément piézoélectrique (c’est-à-dire qu’il se
contracte au passage du courant alternatif, produisant ainsi une onde
sinusoïdale) pour la production des ultrasons.
Il est aussi utilisé pour la fabrication des montres.
- Conglomérat
Lorsque le ciment est dur, le conglomérat est utilisé dans la construction des
bâtiments.
- Brèches
Les brèches dures sont souvent utilisées comme pierre d’ornements.
- Argiles
Elles sont cuites à hautes températures (900 – 1350°c) pour la fabrication de
pièces céramiques (vaisselles, sanitaires, briques, tuiles et substrats pour les
composants électroniques).
II-1-3- Les roches d’origine chimique et biochimique
La composition chimique des roches organogènes reflète, leur origine et permet
de les subdiviser en cinq catégories :
- Les roches carbonatées
- Les roches siliceuses
- Les roches organiques (solides ou charbons, liquides ou pétroles)
- Les roches phosphatées
- Les roches salines
a- Les roches carbonatées
Elles représentent 20% des roches sédimentaires. Le minéral dominant est un
carbonate caractérisé par le radical CO3. Ces roches ont un débit généralement
massif et une texture souvent micro ou macrogranulaire. Les principaux
carbonates sont : la calcite CaCO3 fait effervescence avec HCl à froid ; la
dolomite CaMg(CO3)2.

41. 41
Lorsque le minéral dominant est la calcite, la roche est un calcaire.
Lorsque le minéral dominant est la dolomite, la roche est une dolomie.
 Calcaire à texture particulière
- Calcaire lithographique : calcaire microgranulaire utilisé anciennement
pour la lithographie, gravure sur roche.
- Calcaire oolitique composé de concrétion ayant la taille d’œuf de
poissons.
- Calcaire pisolithique composé de concrétion de la taille de grains
d’arachides
 Calcaire à organismes
- Calcaires à entroques : calcaires formés par l’accumulation de
fragments de test d’échinodermes ou d’aiguilles d’oursins.
- Calcaires coquillers, à débris de lamellibranches et ou de gastéropodes.
- Calcaires récifaux : ce sont des calcaires construits par des organismes
coloniaux tels que les coralliaires ou les bryozoaires.
- Les lumachelles qui sont formés de débris de coquilles de mollusques
déposés en lits.
- Craie : boue consolidée de coccolithes ; les coccolithes sont des
macrofossiles c’est-à-dire des fossiles visibles seulement au
microscope électronique et constitués de fragment de test de
coccolithophoridés, algues unicellulaires.
 Calcaires impurs
- Marne : contient 50% d’argile
- Calcaire marneux contient plus de 50% de CO3Ca. A propos de cette
roche, on devrait plutôt dire « calcaire argileux »
 Travertins
Parfois appelé « tufs calcaires », ce sont des roches de précipitation
chimique directe due à une baisse locale de la pression partielle de CO2 :
griffon des sources, ruptures de pente dans un cours d’eau etc…
Les travertins emprisonnent souvent des tiges et feuilles de végétaux.
b- Utilisation des roches carbonatées
Les fossiles emprisonnés dans les roches permettent de déterminer l’âge
des dépôts (stratigraphie).
Les calcaires purs sont utilisés en céramiques comme fondants, à cause de
leur température de fusion de basse.
Ils sont aussi utilisés dans la fabrication d’aliments pour volailles.

42. 42
Le calcaire est l’élément essentiel pour la fabrication de la chaux et
surtout du ciment qui entre dans la composition du béton. Remarquons
qu’actuellement, le béton est la substance la plus utilisée par l’homme après
l’eau.
Le marbre (calcaire pur métamorphisé) est utilisé dans la construction et
l’ornement.
c- Les roches siliceuses
Les siliceuses organogènes sont constituées essentiellement de silice (quartz,
calcédoine, opale) provenant d’organisme à test siliceux.
La décomposition des silicates s’accompagne de la mise en solution de la
silice sous forme d’acide orthosilicique. Cette silice est transportée par les
fleuves. Certains organismes concentrent cette silice. Exemples de roches
siliceuses :
 Silex : C’est un mélange de minéraux plus ou moins cryptocristallins qui
se présente sous forme de concrétions de forme dans les calcaires ou les
marnes. C’est une roche de teinte brune à marron, très dure, massive, à
cassure esquilleuse présentant une fine enveloppe blanchâtre.
 Silexite: roche formée essentiellement de quartz cryptocristallin,
constituant des couches continues à débit en plaquette ou en « brique ».
d- Les roches organiques
Les matières organiques végétales ou animales sont facilement détruites par
oxydation et subissent plusieurs processus de transformation pour aboutir à :
 Des roches solides connues sous le nom de charbon dont nous notons
plusieurs variantes :
- La tourbe (55% de C) dont on observe de nos jours la formation
dans les tourbières
- Le lignite (70 à 75% de C) ou charbon brun
- La houille (85% de C) à trace noire ; elle a été la source de la
révolution industrielle au XIXème siècle. Son exploitation est
devenue compétitive depuis la crise pétrolière. Combustible et
matière première d’industrie chimique.
 Des roches liquides et gazeuses :
- Pétrole
- Gaz naturel
L’altération des pétroles donnent d’autres produits solides plus ou moins
dispersés dans les roches réservoirs : le bitume.

43. 43
Remarque : Le pétrole et le gaz naturel sont les principales sources
d’énergie de nos jours.
e- Les roches phosphatées
Elles résultent de l’accumulation du phosphore (P) sous forme de
phosphate. Le phosphore est concentré par des organismes, certains
microscopiques (Dinoflagellés), d’autres de grandes taille (Requins). Le
terme générique conseillé pour ces roches est phosphatites.
Il existe des roches phosphatées particulières dont :
- Le guano, formé par la réaction de roches d’iles océaniques
avec les déjections d’oiseaux de mer ;
- Les phosphorites des grottes ayant une origine comparable
mais dérivées des déjections de chauves-souris ;
Les roches phosphatées sont la matière première de l’industrie des
engrais, d’où leur rôle économique considérable.
f- Les roches salines
Ce sont les résidus d’évaporation soit d’eau de mer, soit de lacs salés. On
les appelle aussi évaporites. Comme exemples on a :
- Sel gemme ou halite (NaCl)
- Gypse (CaSO4,2H2O)
- Sylvite (KCl)
II- 2- Les roches résiduelles
Dans l’altération des roches sur place par hydrolyse, la dégradation des
minéraux ferromagnésiens aboutit au stade ultime à la formation d’hydroxydes
de fer, de magnésium ou de manganèse constituant des roches appelées
« latérites ».
La latérisation consiste en un départ presque total de la silice exportée dans
les eaux de lessivage, et l’accumulation sur place, d’hydrates d’alumine et de fer
qui donnent la couleur rouge caractéristique des latérites.
Les latérites peuvent être exploitées comme minerais de fer ou d’alumine. La
partie supérieure peut durcir en cuirasse, ce qui est néfaste pour l’agriculture.
Cette cuirasse peut jouer un rôle hydrogéologique.
Le stade ultime de cette altération est la formation de la bauxite qui est un
minerai d’alumine.

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D’une façon générale, les sols en Côte d’Ivoire sont formés d’argiles
latéritiques. Mais on connait certains endroits où cette latéritisation atteint le
stade de bauxite après avoir réalisé les stades suivants :
- Latérite
- Cuirasse ferrugineuse
- Cuirasse manganésifère
- Bauxite
II-3- Critère d’identification des roches exogènes
- Aspect
- Couleur
- Texture
- Composition minéralogique
- Ciment
- Réaction à HCl
- Groupe
- Famille
- nom
Exercice
1) Quels noms donnez-vous aux roches ayant les compositions suivantes :
A- Roche à texture granulaire consolidée et composée de quartz, de
feldspath et de micas.
B- Roche exogène consolidée et constituée de galet de granite, de
diorite et de calcaire
C- Roche sédimentaire constituée de galet de granite, de basalte, de
dacite et de grès
2) Une roche sédimentaire dont les grains constitutifs ont une taille moyenne
de 1,5 mm appartiendrait à quelle classe ?
3) Quelle différence faites-vous entre une bauxite et une argile ?

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ANNEXES
IMAGES DE QUELQUES ROCHES
Le Granite Le calcaire
Le charbon
L’obsidienne