Les roches plutoniques de la chaîne des Puys

Les principales roches magmatiques

Sur la base de la classification des divers magmas, on distingue un certain nombre de familles de roches magmatiques ; chaque famille comporte elle-même des subdivisions suivant les principales textures (grenue, microgrenue, microlitique et, éventuellement, vitreuse), c’est-à-dire suivant le mode de mise en place de la roche.

Famille du granite

Le granite, qui est la roche plutonique la plus répandue, est plutôt clair et n’est composé que de trois minéraux essentiels (80 % de la roche): quartz (éclat gras, cassure conchoïdale, sans forme précise) ; feldspaths alcalins (orthose ou microcline, souvent colorés en blanc, rose, rouge) ; plagioclases (blanc), auxquels s’associent des micas (biotite de couleur noire, muscovite à l’aspect brillant). Les minéraux ont le plus souvent une taille de 2 à 5 mm. Parfois, la présence d’un minéral, par exemple de l’amphibole, du pyroxène, en proportion un peu plus importante peut modifier l’aspect de la roche ; il existe en fait une grande variété de granites.

Famille de la granodiorite

Cette famille de roches est proche de celle du granite ; elles contiennent simplement un peu moins de quartz (inférieur à 1 %) et de feldspath alcalin, mais un peu plus de plagioclase (très souvent zoné). Leur texture peut être grenue ou microgrenue (dans ce dernier cas, on parlera de microdiorite) ; elles peuvent présenter une texture microlitique, comme la dacite, roche gris clair avec des phénocristaux de quartz, de plagioclase (de type andésine), de biotite ou des amphiboles, comme la hornblende, ou bien du pyroxène.

Famille de la diorite

Cette famille de roches, de teinte souvent grise, ne présente pas de quartz ; elles sont constituées essentiellement de plagioclases (andésine, oligoclase, albite), avec des minéraux d’amphibole et, parfois, du pyroxène. Si la texture est microgrenue, cela correspond à la spessartite ; l’équivalent effusif de la diorite est l’andésite (de Andes), lave très répandue.

Famille de la syénite

Cette catégorie de roches ne présente pas de quartz, comme la diorite. Elle est constituée essentiellement de feldspaths alcalins (orthose, anorthose, microcline) et d’amphiboles. L’équivalent de la syénite selon une texture microgrenue est la minette, et l’équivalent selon une texture microlitique est le trachyte (la domite est une variété de trachyte typique de la chaîne des Puys, en l’occurrence le puy de Dôme, en Auvergne). Les laves trachytiques vitreuses peuvent constituer aussi des produits de projection (bombes en croûte de pain) et, consolidées, des tufs de pouzzolanes, des cinérites.

Famille du gabbro

De couleur souvent sombre, le gabbro est constitué essentiellement de plagioclase calcique (labrador, bytownite, anorthite), de pyroxène et d’olivine. Les gabbros sont souvent en relation avec les péridotites et présentent alors une structure cumulative. L’équivalent du gabbro en texture microgrenue correspond aux dolérites, ophites et diabases ; en texture microlitique, ce sont les basaltes, roches noires, très répandues, à phénocristaux de pyroxène (augite) et d’olivine, et de lattes de plagioclases. À l’échelle de la Terre, on distingue les basaltes tholéïtiques et les basaltes alcalins: les premiers sont relativement riches en silice et très pauvres en olivine, ils sont typiques des rides médio-océaniques, des points chauds (hot spots) et des plateaux volcaniques (trapps du Deccan, en Inde), tandis que les seconds, les basaltes à olivine, sont typiques des volcans intracontinentaux. Les basaltes riches en alumine constituent un type intermédiaire.

Roches à feldspaths et/ou feldspathoïdes

La syénite néphélénique et la phonolite sont les principales roches, respectivement grenue et microlitique, de ce groupe. Autres représentants microlitiques, les néphélinites et les leucitites ont l’aspect extérieur du basalte.

Famille des péridotites

Les péridotites (dunites, harzburgites, pyroxénites), à texture grenue, et les kimberlites, à texture microlitique, sont les prototypes de cette famille ; les péridotites constituent, avec les autres roches vertes que l’on rencontre dans les cortèges ou séquences ophiolitiques, des témoins de croûte océanique incorporés dans les orogènes.

En se déplaçant vers le haut, de roche fondue sur place (granite d’anatexie), il devient alors « intrusif » dans les roches sous-jacentes (granite intrusif). Lors de cette montée, il rencontre des températures de moins en moins élevées, il refroidit et devient de plus en plus visqueux, il ralentit, cesse de monter puis cristallise lentement. Les différents minéraux du granite ne cristallisent pas tous en même temps, ni à la même profondeur puisque le refroidissement est progressif.

Cette cristallisation lente du magma granitique lui donne son aspect caractéristique : des minéraux suffisamment gros pour être visibles à l’œil nu (refroidissement lent), des cristaux imbriqués les uns dans les autres, caractéristiques d’une roche magmatique (le dernier cristallisé occupe les espaces vides) et certains cristaux qui peuvent être très gros car étant les premiers formés ; la structure du granite sera dite grenue.
En regardant bien, il est facile de distinguer trois types de minéraux :

• des éléments noirs brillants : les micas. Ils sont formés de petites lamelles qui peuvent être séparées (clivables) à l’ongle ou avec la pointe d’un couteau. Ce sont les minéraux les plus fragiles de la roche. Ils contiennent du fer et du magnésium et, en s’oxydant, « ils rouillent » et donnent une couleur dorée puis rouge. Silicates d’alumine, ils deviendront, une fois altérés, des argiles. Le mica noir s’appelle la biotite, le blanc, plus rare en Ardèche, la muscovite.
• des cristaux blancs laiteux, de forme assez géométrique : les feldspaths. Ils sont durs et rayent l’acier. Ce sont des silicates d’alumine pouvant contenir du calcium, du sodium, du potassium ; ainsi, certains feldspaths seront roses.
• le quartz est constitué de cristaux de formes variées car ils remplissent les interstices entre les autres minéraux. Ils sont grisâtres, translucides à éclats gras, et rayent le verre. Le quartz est l’élément le plus dur du granite : le granite altéré devient du sable. Au fil du transport, micas et feldspaths, non encore altérés, se transforment en argile alors que les quartz s’arrondissent. Chimiquement, le quartz est constitué de silice (SiO2).
• un minéral accessoire, très représenté dans nos granites d’anatexie, est la cordiérite ; non altérée, elle est bleu vert mais le plus souvent oxydée, elle donne des « taches » de couleur marron faisant penser à une « maladie de la roche ». Minéral du métamorphisme, elle témoigne ici de sa phase ultime : la fusion. C’est un véritable thermomètre - baromètre pour les géologues qui connaissent bien les conditions de cristallisation de ce minéral. Cela permet de connaître les conditions qui régnaient il y a environ 300 Ma lors de la formation des roches qui affleurent de Valgorge à St- Etienne et la Chaise-Dieu : une température aux environs de 750 à 850°, et une pression correspondant à une profondeur de 15 km.
  
  Le magma n’ayant jamais atteint la surface, les géologues appellent ce type de roche magmatique une roche plutonique (de Pluton le dieu des enfers). Dans le cas du granite d’anatexie, une fois refroidi, entièrement cristallisé à 10 km ou plus de profondeur , il est entouré de toute la série des roches intermédiaires : des roches peu transformées, peu métamorphisées, jusqu’à des roches dont une partie plus ou moins importante aura fondu (les migmatites). Toutes ces roches affleurent aujourd’hui grâce au travail de rabotage de l’érosion, bien aidée par nombre de mouvements de l’écorce terrestre.
  
  La formation des granites apparaît presque toujours liée aux chaînes de montagnes. Le granite d’anatexie du Velay forme un dôme daté de 298 (+ ou - 8) millions d’années (Carbonifère supérieur). Il résulte de la fusion de la croûte continentale vers 25 km de profondeur (présence de cordiérite).
  Il témoigne de pressions et températures phénoménales liées à la collision des continents ayant formé la chaîne hercynienne. Il présente de nombreuses enclaves de roches non fondues. Celles-ci, essentiellement des roches métamorphiques (gneiss, schistes …), témoignent de nombreuses périodes de déformations intenses antérieures à 298 Ma. Rappelons que la collision continentale aurait débuté il y a 360 Ma et que celle-ci donnera naissance à un continent unique : la Pangée.
  
  La Cordiérite nous indique qu’au moins 15 km de roches ont disparu : ceci nous donne une idée de l’érosion qu’a subi la région. Celle-là, très active pendant le Carbonifère et le Permien, donne naissance aux sédiments houillers de Prades et de Jaujac, aux conglomérats et grès permiens de Largentière (1 000 m d’épaisseur au sud du Massif Central). Les sédiments du Trias se déposent sur un relief déjà «  pénéplané ». Ainsi, en moins de 100 Ma la majeure partie de l’érosion est déjà effectuée. Ce sont les mouvements tectoniques liés à l’orogenèse alpine qui, au tertiaire, vont rajeunir les reliefs en soulevant la bordure orientale du Massif Central. À cela s’ajoutera le quasi-assèchement de la Méditerranée (crise messinienne) qui entraînera le surcreusement spectaculaire de la vallée du Rhône il y a 6 Ma. Ces deux phénomènes entraîneront une réactivation de l’érosion (les rivières ayant une pente forte en accroîtront d’autant leur pouvoir érosif). Nos vallées cévenoles, aux versants à pentes fortes, parallèles entres elles, séparées par des crêtes allongées appelées « serres », vont être préfigurées dès le Messinien, puis évolueront petit à petit vers les paysages actuels notamment pendant le Quaternaire.