Plateforme Pédagogique - Université Hassiba Ben Bouali de Chlef - Algérie

Gestion de bases de données et SIG-Semestre 3

Ce cours permet aux étudiants de saisir, de traiter et de modéliser des données géographiques, spatialement localisés, par des logiciels.

Chapitre 1:  Notion de bases de données

Chapitre 2 : Les concepts de base des S.I.G.

La cartographie englobe un ensemble de techniques conduisant à l’établissement et à l’étude des cartes. La carte géologique est un outil indispensable pour l’étude du sol (pédologie, géographie, écologie etc.) et du sous-sol (recherche pétrolière, minière, hydraulique etc.) La lecture correcte d’une carte géologique est une nécessité pour ceux qui vont faire des sciences de la nature (géologues, pédologues et biologistes entre autres) leur profession. 

Le choix du type de carte dépend du but recherché. Ainsi donc au cours des travaux pratiques de géologie de L1 vous avez manipulé dans cette première étape, les cartes topographiques qui permettent de décrire avec précision les différents éléments du relief et dans un deuxième temps en L2, nous aborderons avec vous l’étude des cartes géologiques des plus simples aux plus complexes afin de vous entraîner à la reconnaissance des principales structures de déformation.

Objectifs de l’enseignement :

Il s’agit de maîtriser les différents minéraux et la classification des roches magmatiques, ainsi que les phénomènes à l’origine de leur formation.

Contenu de la matière :

Cours :

1-      Introduction, rappels du L1

2-      Méthodes d’étude des roches magmatiques

3-      Les minéraux des roches magmatiques

4-      Les altérations des minéraux des roches magmatiques

5-      Ordre d’apparition des minéraux des roches magmatiques

6-      Origine des roches magmatiques

7-      Cristallisation et évolution des magmas

8-      Classification des roches magmatiques Classification minéralogique Classification chimique

9-       Les grands groupes de roches magmatiques

o   Les roches plutoniques

o   Les roches intermédiaires

o   Les roches volcaniques

Travaux pratiques : (12 séances)

I ère partie -Présentation du microscope -Notions d’indices cristallographiques -Etude en lumière polarisée -Etude en lumière polarisée-analysée.

II ème partie : les minéraux :

 -Les minéraux cardinaux : Quartz ; feldspaths ; feldspathoïdes.

 -Les minéraux essentiels : péridots ; pyroxènes ; amphiboles ; micas ; chlorites.

-Les minéraux accessoires : zircon, apatite, sphène, grenats ; épidotes; tourmaline ; spinelles ; calcite.

-Textures des roches magmatiques.

 -Nomenclature des roches magmatiques à partir de leur minéralogie.

Résumé du cours:

- Processus géodynamique interne: Le magmatisme,

Les roches magmatiques (plutoniques et volcaniques) et métamorphiques sont des roches dont la formation s'effectue dans l'écorce terrestre et dont l'origine est soit l'écorce, soit le manteau supérieur.
Elles nous renseignent sur les conditions existantes à l'intérieur du globe.

- Magmatisme (volcanique et plutonique).

- Caractéristiques des formations magmatiques.

Le volcanisme est une formation en dessous de la surface avec une arrivée en surface.

Le plutonisme est une formation en dessous, mais qui reste en profondeur.

Ces roches se forment par fusion de « pains fondus ».
Les cristallisations correspondent à certaines conditions de température et de pression.
Les études de ces roches renseignent sur les conditions de température et de pression dans couches externes de la Terre.

1\ Composition chimique et minéralogique.

Les roches magmatiques sont essentiellement constituées de silicates : quartz, feldspaths, feldspathoïdes, minéraux colorés contenant du fer et du magnésium.

- Les roches plutoniques.

Ces roches sont généralement plus riches en silice que les roches volcaniques. En effet, la silice va s’associer à Al, K, Na. Les minéraux colorés (Fe, Mg) y sont relativement rares.

- Les roches volcaniques (généralement, les basaltes).

Ces roches sont riches en Ca, Fe et Mg. Elles sont fortement pourvues de minéraux colorés et pauvres en silicates (quartz, feldspaths…).

Les roches plutoniques sont plutôt claires et légères alors que les roches volcaniques sont plutôt sombres et lourdes.

2\ Classification des roches magmatiques (Streckeïsen).

Principe :

Les minéraux fondamentaux sont les feldspaths, le quartz et/ou les feldspathoïdes. Les minéraux secondaires sont l’olivine, le pyroxène et le mica.

On parle alors de roches quartzo feldspathiques / feldspathiques / feldspathoïdiques.

La classification :

Il y a deux grandes classes de roches magmatiques : A et B.

Les roches A : elles ont des minéraux clairs comme les feldspaths, le quartz ou les feldspathoïdes.

Les roches B : elles ont peu de feldspathoïdes, plus de 90% de minéraux colorés (mafite), des péridots et des pyroxènes.

Les roches A sont des leucocrates, les B sont des mélanocrates. Selon la teneur en olivine et en pyroxène, on aura : des péridotites (plus d’olivine) ; pyroxénites (normal).

Rappel des abréviations :

Qz : quartz ; foïdes : feldspathoïdes ; feld : feldspaths.

Pour la classe A :

- l’ordre : % de (Qz ou foïdes) / [ (Qz ou foïdes) + feld ]

Il y a 5 sous-ordres :

- 1 : les roches hyperquartzeuses (+ de 60% de Qz).

- 2 : les roches quartzofeldspathiques : 20% < Qz < 60%

- 3 : les roches feldspathiques ; pour elles, il y a deux possibilités : 0% < Qz < 20% OU 0 < foïdes < 10%

- 4 : les roches feldspatho-feldspathoïdiques : 10% < foïdes < 60%

- 5 : 60% < foïdes < 100% : les roches feldspathoïdiques.

On peut aussi définir des groupes de roches. Pour cela, on utilise la formule suivante :

% de ( P ) / [ F x (A+P) ] .

3\ Texture des roches magmatiques.

On a un pôle grenu (pour les roches plutoniques) et un pôle microlithique (roche volcanique).

* Les roches volcaniques :

La lave arrive en surface et refroidie brutalement. Elle va se figer en un matériau vitreux (exemples : la pierre ponce, l’obsidienne, le pechtein du cantal). Quand le refroidissement est un peu plus lent, les cristaux ont le temps de se former et il apparaît des microlithes de plagioclase dans un fond (une matrice) vitreux : c’est la texture microlithique.

Le plus souvent, la cristallisation est commencée avant l’épanchement. Dans ce cas, il va y avoir des gros cristaux automorphes qui sont englobés dans un fond microlithique et vitreux : c’est une texture microlithique porphyrique (ce qui est différent de la texture trachytique).

Si le refroidissement est ménagé (long), c’est une texture trachytique qui sera observée.

* Les roches plutoniques.

La cristallisation est complète, possible seulement en profondeur : on aura une texture grenue (les cristaux iront la taille d’un grain). Les cristaux de quartz sont xénomorphes (ils bouchent les trous).

Quand la taille des cristaux est grande (supérieure à 1 centimètre), on parle de structure grenue porphyrique.

La texture grenue à grains fins est dite texture aplitique.

La texture grenue à gros cristaux est dite texture pegmatitique.

La texture microgrenue est sans microlithe mais avec des microcristaux (elle est caractéristique des roches hypovolcaniques).

4\ Structure des roches magmatiques.

La structure d’une roche dépend de son mode de formation. La structure est essentiellement un agencement géométrique. La structure fluidale est révélatrice d’un écoulement des magmas.

a\ Les laves volcaniques.

Au milieu, on a une structure fluidale. La surface est liée au refroidissement et à l’écoulement : on a donc des bourrelets refroidis, ce qui donne une structure cordée.

Les bulles de gaz à la surface provoquent la formation d’une mousse, les ponces, qui marquent un dégazage (c’est une structure vacuolaire).

Les cristaux déjà formés tombent et donnent des cumulas : c’est une structure primaire, liée à la formation de la roche.

La structure secondaire est liée au refroidissement : il va y avoir des figures de rétraction qui apparaissent (fissures, fentes) : c’est une structure prismée. Les fentes sont appelées des « joints ». Cette structure est d’autant plus régulière que la roche est pauvre en silice. Dans une rhyolite, les prismes sont mal définis. Dans un trachyte, on voit des prismes et là où on les voit le mieux, c’est dans les basaltes. En général, les prismes sont perpendiculaires à la base de la coulée.

Quand la coulée de lave se fait dans l’eau, la structure est dite en coussin (pillow lava), c’est une structure caractéristique. Il y a une différence flagrante entre le centre et la périphérie. Le centre est un peu mieux cristallisé que ne l’est l’extérieur (verre).

b\ Les roches plutoniques.

Il y a absence de disposition géométrique (structure équante) : la disposition des grains est homogène.

La fluidalité est due à la mise en place de courants de convection.

Des structures de rétraction peuvent être observées : joints verticaux, joints horizontaux…

5\ Mode de gisement.

L’étude de ces modes de gisement est complexe.

Le mode de gisement dépend de la nature des magmas. Un magma pauvre en silice (basique) va être fluide alors qu’un magma riche en silice (acide) est visqueux.

a\ Cas d’un volcan.

Il existe deux types majeurs d’éruption.

- Eruption effusive.

Le mécanisme est basaltique avec des grands volcans très plats.

- Eruption explosive.

Il y aura ici formation d’un bouchon (une aiguille). Quand la pression des gaz est trop forte le bouchon va être pulvérisé en débris (provoque alors des nuées ardentes). Les nuées ardentes déferlent à des vitesses variables et donnent naissance à des ignimbrites.

b\ Les plutons.

La forme dépend de la nature du magma. Un magma granitique, en profondeur, aura des contours diffus (une forme quelconque).

Les massifs à contours nets permettent la formation de plutons intrusifs à formation annulaire.

Les sill : ce sont des laves qui donneront des roches à texture microgrenue.

B\ La différenciation magmatique.

À partir d’un magma basaltique de composition moyenne, on obtiendra plusieurs types de roches : on parle de cortège de roches. Cette variété de roches montre la présence de plusieurs types de liquides.

À partir d’un liquide de composition moyenne, il y aura formation, à partir de ce magma (primaire), de magmas différents.

 C’est la différenciation magmatique.

1\ La cristallisation fractionnée.

Selon la composition, il n’y a pas les mêmes minéraux, pas la même température. Pendant la cristallisation, la composition du liquide évolue. Il y a existence d’un ordre de cristallisation.

En premier, il y a formation des péridots puis des plagioclases calciques (Ca), des pyroxènes, des amphiboles, des plagioclases sodiques (Na), des micas, des plagioclases très sodiques, des feldspaths potassiques et enfin, en dernier, du quartz.

2\ Série réactionnelle de Bowen.

Un minéral à une certaine température, s’il n’est pas éliminé (mis de côté, protégé), peut se résorber et donner un nouveau minéral.

- Série discontinue (réactionnelle) des Fe/Mg (ferromagnésiens).

- Série réactionnelle continue des plagioclases : la température diminue alors que la concentration en SiO2 augmente.

a\ Série discontinue (Fe/Mg).

Les différents minéraux ferromagnésiens n’ont pas la même structure.

Olivine (Mg)  Olivine (Fe)  Pyroxène  Amphibole  Mica.

 Un minéral se forme ET réagit.

Liquide  olivine + liquide  pyroxène + liquide  amphibole + liquide  mica noir (après les micas, on pourra avoir du quartz).

Attention : Il n’y a pas de quartz et d’olivine en même temps.

b\ Série continue.

Les plagioclases forment une suite continue (voir schéma) : ils auront des structures différentes mais très proches.

c\ Couplage des deux séries.

Les deux séries fonctionnent en même temps. Les minéraux perdus d’un côté seront repris de l’autre.

Dans ce magma basaltique, la cristallisation commence par la bytownite qui précipite tout comme l’olivine. Dans ce qui reste (magma andésitique), il y a formation d’andésine et de pyroxène. Si on continue, on arrive à de la silice pure (solution hypothermale).

3\ Différenciation gravitaire.

Dans la chambre magmatique, la densité est de 2,9. La densité des péridots est de 3,3. Logiquement, ces péridots vont précipiter et former des cumulas. C’est un tri du magma qui s’opère. Le fer et le magnésium précipitent également ce qui fait qu’il reste en surface Si, Na et K.

S’il y a éruption, le premier liquide qui jaillit est un liquide riche en Si, Na et K et pauvre en Fe et Mg : on parle de volcan rhyolitique (explosif). Le dernier liquide est un basalte. Les phases explosives et effusives sont en alternance.

4\ Assimilation.

Le magma basaltique qui monte à la surface est à haute température (1300°C). Pendant la remontée, il va y avoir fonte des roches de surface (les calcaires, les grès et les granites déjà présents) : ces roches vont être incorporées. Si le grès fond, il va y avoir un enrichissement en silice. On a alors un magma basaltique avec beaucoup plus de silice. Il sera de type andésitique.

L’assimilation en CaCO3 (carbonate de calcium) permet un enrichissement en CO2 et Ca : ce seront des roches à déficit en silice  on aura des foïdes. Cela se passe de manière très localisée.

 Ces phénomènes permettent d’expliquer que le volcanisme acide à lave froide et visqueuse (explosif) se localise en bordure de continents (dans les chaînes de montagnes), dans les zones de compression (attention : il peut y avoir des contaminations !).

Le volcanisme effusif, basaltique, basique, chaud et fluide se situe sur les grandes fractures de l’écorce terrestre : il y a alors formation de rifts océaniques et continentaux (pas de contamination).

C\ Magmas : origine et évolution.

Tout semble évoluer entre deux pôles : basaltique – granitique.

1\ Magma volcanique.

a\ Origine et évolution.

Le gradient géothermique est de 30°C / km : le manteau supérieur peut fondre entre 100 et 250 kilomètres de profondeur. On parle ici de fusion partielle (asthénosphère) des péridots et du pyroxène. On a alors un liquide de type basaltique appelé pyrolite (comme la lherzolite).

Cette fusion partielle peut venir des points chauds (bien localisés). L’augmentation de la concentration en eau aide la fusion ; au contraire, l’augmentation de la pression freine la fusion. La baisse de pression dans la zone de rift permet la remontée des fluides de quelques centimètres par an. Les fluides comme l’eau jouent un rôle essentiel en diminuant le point de fusion. En profondeur (à plus de 250 km), sans eau empêche la fusion.

Le magma primaire.

C’est un liquide directement issu de la fusion partielle du manteau supérieur (non contaminé, non modifié).

Trois types de magmas primaires existent. Ils prennent naissance dans des contextes différents mais avec un chimisme identique (Fe, Mg, Ca).

* Ouverture océanique (dorsale, rift). La LVZ remonte près de la surface, la pression faible est inférieure à 20kBar. La remonté adiabatique du manteau entraîne la formation d’un magma tholéitique. 40% < [H2O] < 60% et 40% < [CO2] < 60%.

0,4 < ([H2O])/([CO2]) < 0,6  C’est le MORB (Mi Ocean Ridge Basalte)

* Au niveau intraplaque (continentale ou océanique). En profondeur, la pression est supérieure à 20kBar. On est donc en présence d’un Hot Spot (point chaud), qui est une anomalie thermique. Les magmas sont alcalins (présence rare de tholéite)  C’est le OIB (Ocean Island Basalte) ou OIT (Ocean Island Tholeite). Ce type de magma est caractérisé par un rapport 0,2 < ([H20]) / ([CO2]) < 0,4. Ces magmas sont plus fluides que les précédents.

* Contexte de subduction. Les magmas présents ici sont intermédiaires : ce sont des basaltes andésitiques avec le rapport : 0,6 < ([H2O]) / ([CO2]) < 0,7.

En général, les conditions de température et de pression sont telles que ces magmas ont une viscosité élevée. À température constante, si la pression baisse, la viscosité baisse également. On aura des magmas légers (d = 2,9) par rapport aux roches (d=3,3). La remontée vers la surface provoque une diminution de la pression et donc, la mise en place d’un magma de plus en plus fluide (si la température est bien constante).

Des éléments volatils sont contenus dans les magmas. Au fur et à mesure que la pression diminue, les gaz se dégagent et provoquent l’apparition de mousse. Ce moussage provoque une augmentation du volume, ce qui entraîne alors des éruptions volcaniques (c’est le principal moteur des éruptions).

Cet hypomagma est entre le liquidus (N) et le solidus (x). Pour remonter, il y a besoin d’une cassure dans l’écorce terrestre. Si le magma en trouve une, il remonte en surface de plus en fluide avec ses cristaux x.

Si la fracture se referme, le magma va être piégé à une température d’environ 1000°C. Il refroidit alors lentement et quand la courbe du solidus est franchie, on obtient une roche plutonique grenue : les gabbros. La phase gazeuse (entre les grains) va alimenter des fumeroles ou bien des sources thermales.

b\ Les magmas basaltiques.

D’un point de vue chimique, les basaltes ont une concentration en silice variant entre 45 et 55%. Les teneurs en Fe, Mg et Ca sont élevées. Les concentrations en eau, Na et K sont faibles. On y trouve deux pôles : MORB et OIB (ou OIT), alcalins.

* Les basaltes MORB. Leur composition caractérise le plancher océanique (la lave dans les dorsales). Ils sont pauvres en Na2O, K2O et titane. L’olivine est rare (même exceptionnelle), les pyroxènes sont peu ou pas calciques, le plagioclase est du « labrador », plutôt calcique, la silice est abondante. Le quartz n’y est jamais exprimé (il existe virtuellement dans le verre).

* Les basaltes alcalins. Ils sont pauvres en silice ; l’olivine est abondante ; il y a des foïdes. Ils sont riches en alcalins et titane. Le pyroxène est calcique alors que les plagioclases « labrador » sont plutôt sodiques. Dans les îles océaniques, on trouve des basaltes OIB et OIT. Il semble qu’à partir d’un MORB, par cristallisation fractionnée, on obtient des liquides de plus en plus riches en silice.

Les compositions globales sont très proches et la distinction se fait grâce aux éléments en traces et aux éléments iostopiques (différenciation par époque différente). Les MORB étaient appauvris en certains éléments il y a 1 ou 2 milliards d’années. Les basaltes alcalins et tholéitiques associés sont rares.

Les basaltes des plateaux sont tholéitiques (postérieurs au Jurassique) et forment des épaisseurs allant de 2 à 4 kilomètres. On y connaît (olivines et andésites) deux volcans contaminés par des granites : les sources de magmas basaltiques sont diverses et résultent d’histoires diverses.

* Les ophiolites.

Les basaltes peuvent être associés à des roches grenues (en partie dans les ophiolites). Elles sont des témoins anciens de dorsales océaniques. De bas en haut, on trouve :

- des péridotites foliées : roches à pyroxène et péridots, mais où les minéraux sont xénomorphes et où l’ensemble est plissé et déformé.

- des péridotites litées : sont automorphes, en couche.

- des gabbros : pyroxènes et feldspaths calciques avec quelques enclaves de péridotites litées.

- des diorites, amphiboles (pas partout) et du quartz (on se rapproche du granit).

- des basaltes en prismes à la base et en pillow en haut.

L’ensemble est traversé par des filons microgrenus de dolérite (même composition que les basaltes et les gabbros).

 C’est le résultat de la différenciation d’une chambre magmatique. Les premiers formés tombent et réagissent avec le liquide (ce sont des xénomorphes).

La deuxième couche est formée pareil, mais elle est automorphe.

Dans les gabbros, il peut y avoir des poches où se formeraient des amphiboles (et un peu de quartz) : ce sont des diorites.

Les dolérites sont riches en pyroxènes et péridots.

c\ Le magma andésitique.

La composition de ce magma est entre celle d’un granite et celle d’un basalte. La formation de ces magmas est mal connue. Son origine est phatique. On retrouve ces magmas en bordure de subduction (océan sous continent), dans les arcs insulaires (océan sous océan). Pour les Andes, il y a contamination du manteau supérieur par de la croûte. Pour les arcs insulaires, on retrouve des minéraux colorés qui au final se retrouveront dans des amphiboles (vertes), des plagioclases (sodiques), dans quelques feldspaths potassiques et dans quelques rares cristaux de quartz. La composition chimique donne une concentration en SiO2 de 65% (contre 50% dans les basaltes) et la concentration en potassium (K) est de 2%.

La profondeur de formation de ces magmas andésitiques est de 100km avec une pression de l’ordre de 30 kB.

Les laves proviennent de la fusion du manteau supérieur ; l’eau au niveau de la zone de fusion a un rôle important. [H2O] / [CO2] = 0,75.

Les sédiments (qui sont gorgés d’eau) avec les basaltes et les gabbros vont entrer en fusion sans aucun problème. Le résultat de cette fusion sera la formation d’un magma.

1\ Métamorphisme et déshydratation (-125).

Métamorphisme d'éclogite pour les basaltes secs.

Métamorphisme green schistes ou amphibolites et pour les basaltes peu hydratés.

2\ A 100km de profondeur, il y a une remontée qui provoque une fusion partielle du manteau. La remontée continue et la différenciation se poursuit.

3\ Dans la croûte (environ 30km de profondeur), on distinguera deux cas :

- les magmas non piégés : ils ont une différenciation dans la chambre magmatique et ils donneront des andésites.

- les magmas piégés : ils se différencient et se contaminent. Le résultat sera l’obtention d’un magma calco-alcalin qui donneront des granitoïdes (granodiorites).

Conclusion sur les magmas volcaniques.

1 et 2 sont sur le continent ; ce sont des volcanismes de point chaud.

En 1 : La cassure est peu importante ; la lave arrive en surface après s’être différenciée. Le résultat final sera la formation de basaltes alcalins, comme dans le Cantal (voir Saint-Flour).

En 2 : La cassure est grande. C’est un volcanisme tholéitique vrai qui produit de grands placages de basalte sur le continent.

En 3 : C’est un volcanisme andésitique avec métamorphisme HP et fusion partielle.

En 4 : C’est un volcanisme des îles comme Hawaï. Point chaud, Basalte tholéitique OIB.

En 5 : On a des grandes cassures, des rifts. On a des MORB (tholéitique vrai).

2\ Les magmas plutoniques.

a\ Origine et évolution.

Granite : quartz + feldspath + mica.

Cette composition est la composition moyenne des granites, qui est aussi la composition moyenne de la croûte continentale. Cela permet de penser que les granites ont pour origine la croûte continentale. En réalité, ils proviennent d’une fusion partielle de cette croûte continentale.

Remarque : la croûte hydratée fond mieux que la croûte sèche.

Pour provoquer la fusion partielle, il faut :

- un enfouissement tectonique : l’épaississement est lié à la tectonique (pli  relief) ;

- une remontée d’un dôme thermique en profondeur ;

- échauffement par un magma mantellique sous-jacent ;

- présence locale d’H2O ou de CO2 en profondeur.

b\ Anatexie et migmatisme.

Le point de départ devrait être la fusion partielle et sélective de la croûte (minéraux hydratés) entre 20 et 30 km de profondeur.  Magma anatectique.

Il y a un puit eutectique à 700°C. La composition du liquide eutectique de début de fusion est située au niveau du puit.

S’il y a une fusion partielle, il va rester de la roche. Les migmatites sont des mélanges de liquide anatectique avec de la roche encaissante. ON obtient des massifs granitiques à contours diffus.

Au centre, on trouve beaucoup de leucosomes (dont la concentration diminue en allant vers l’extérieur). La migmatisation est une preuve de la fusion de la croûte (c’est un intermédiaire entre la fusion totale et le métamorphisme).

c\ Intrusions granitiques.

En profondeur, la fusion partielle entraîne la formation de massifs à contours diffus. Si une cassure est présente, le magma va avoir tendance à remonter ; il peut y avoir surchauffe grâce à un magma mantellique. On le sait car parfois, on a des minéraux basaltiques avec du granite.

À 10 km de profondeur, le magma est bloqué ; il traverse la ligne du solidus, refroidit lentement, donne un pluton intrusif et transforme finalement la roche encaissante (métamorphisme de contact). Le contact entre le pluton et l’encaissant est brutal.

d\ Minéralisations tardives.

Les fluides s’échappent du pluton pendant son refroidissement. Les massifs intrusifs ont une structure en diapire.

La température passant de 700°C à 600°C, il va y avoir des résidus de la cristallisation qui sont très riches en produits volatils (en particulier, de l’eau, H2O).

 eau + B ou eau + F

Ces éléments servent de catalyseurs.

Dans les joints de contractions, il y a formation de filons de pneumatites : on parle de phase pneumatolitique. Les pneumatites ont des cristaux de quartz, de feldspaths et de muscovite.

Quand la température passe de 600°C à 400°C, la concentration en éléments volatils et en B et F augmente. Il y a alors formation de filons de pegmatites avec des cristaux de tourmalines (noires) et feldspathiques (émeraude, topaze).

Quand la température passe finalement de 400°C à 100°C, on parle de phase hydrothermale. Cette phase termine l’histoire de la mise en place du massif avec des sulfures (de Pb, de Zn), des fluorures, des carbonates. Ces éléments sont autour des massifs de granite.

Migmatisation et anatexie:

La fusion partielle de la croûte donne un « jus » granitique dans les roches voisines (liquide anatectique). Dans les roches métamorphiques on retrouve alors un mélange granitique (clair) + des roches métamorphiques (gneiss sombre) (migmatite).

CONCLUSION :

On a donc deux types de magmatisme :

- mantellique (dans l’asthénosphère).

- crustal (base de la croûte).

La micropaléontologie concerne à une division de la paléontologie dont l'objet est l'étude des fossiles de petites dimensions traitant des groupes divers d'organismes.