Petrologie magmatique : concepts clés

Chapitre I : Généralités

Définitions

La pétrologie magmatique est l'étude des phénomènes physiques et chimiques qui régissent la formation, la migration et la mise en place des magmas. Elle s'appuie sur diverses disciplines telles que la géologie générale, la géologie structurale, la cristallographie, la minéralogie, la pétrographie, la chimie, la géochimie, la métallogénie et la géophysique.

Objectifs et Intérêt du cours

L'étude de la pétrologie magmatique est cruciale car la majorité des roches à la surface de la Terre sont d'origine magmatique : elles constituent 100% des croûtes océaniques et 75% des croûtes continentales. La Lune, par exemple, est presque entièrement composée de roches magmatiques (anorthosites).

• Le magmatisme est un marqueur essentiel de l'évolution géologique des régions, reflétant les changements de configuration externe de la Terre (fracturation de la lithosphère, ouverture des océans, orogenèses).
• La pétrologie magmatique contribue à la connaissance de la structure interne de la Terre et de sa dynamique, notamment via l'étude des roches basiques et des xénolites mantelliques ( et ).
• Elle est fondamentale pour la formation de la plupart des gisements minéraux (métaux de base, métaux précieux, pierres précieuses) et énergétiques.
• Elle aide à évaluer et prévoir les risques volcaniques et contribue à l'application de l'énergie géothermique (), une énergie renouvelable et peu polluante.

Rappels sur la Constitution interne de la Terre

La Terre est constituée de plusieurs couches concentriques, étudiées par des approches directes (forages, mines, xénolites) et indirectes (géophysique : géothermie, magnétisme, gravimétrie, sismique). Les principales couches sont la croûte, le manteau, le noyau externe (liquide) et le noyau interne (solide).

La croûte continentale a une épaisseur moyenne de ~35 km, tandis que la croûte océanique est plus fine, ~7 km. Le manteau s'étend jusqu'à 2900 km de profondeur, suivi par le noyau externe liquide et le noyau interne solide.

Rappels sur la Théorie de la Tectonique des Plaques

La Théorie de la Tectonique des Plaques est le modèle unifiant qui explique les phénomènes géologiques majeurs (volcanisme, séismes, mouvements orogéniques) à la surface de la Terre. La lithosphère est fragmentée en plaques rigides (océaniques, continentales ou mixtes) qui se déplacent sur l'asthénosphère ductile, animées par des courants de convection mantelliques ().

Il existe trois types de limites de plaques:

• Divergentes: Les plaques s'éloignent, permettant la remontée du manteau et la formation de nouvelles croûtes océaniques (ex: rides médio-océaniques - RMO).
• Convergentes: Les plaques se rapprochent.
  • Zones de subduction: Une plaque plonge sous l'autre.
    • Océanique sous continentale (PO/PC): marges continentales actives (ex: Andes).
    • Océanique sous océanique (PO/PO): arcs insulaires (ex: Mariannes).
  • Collision: Deux plaques continentales s'affrontent (PC/PC) (ex: Himalaya).
  • Obduction: Une plaque océanique est transportée sur une plaque continentale.
• Coulissantes (failles transformantes): Les plaques glissent horizontalement l'une par rapport à l'autre (ex: faille de San Andreas).

Chapitre II : Les Magmas

Définitions

Un magma est un liquide silicaté visqueux et chaud (700 à ) constitué de matériaux fondus, de cristaux déjà formés et de gaz dissous (, , etc.).

• Chimiquement: C'est une solution complexe de silicates d'Al, Na, K, Ca, Fe, Mg, etc.
• Minéralogiquement: Les silicates sont les minéraux prédominants, formés par la combinaison de et Si avec des ions métalliques.

Il existe deux types principaux de magmas:

• Magmas acides: Riches en (69-72% en volume) et en éléments incompatibles (Na, K, P, Rb, Sr, Ba, Li). Ils sont généralement plus visqueux.
• Magmas basiques: Pauvres en (45-50% en volume) mais riches en Ti, Al, Mg, Fe, Ca et en éléments de transition (Ni, V, Cr, Cu, Co). Ils sont généralement plus fluides.

Genèse des magmas acides

Les magmas acides sont principalement formés dans la croûte continentale. Deux mécanismes principaux sont identifiés:

• Anatexie différentielle: La fusion partielle de roches préexistantes (protolithes) dans la croûte continentale, généralement à des profondeurs d'environ 20 km et à des températures d'environ . Cette fusion est sélective, produisant un liquide riche en Si, Al, Ca, Na, K (constituants du quartz, feldspaths alcalins, plagioclases) et laissant un résidu réfractaire (restites). Le liquide magmatique peut avoir une composition granitique ou granodioritique.
• Fusion basi-crustale: Des magmas basiques mantelliques remontent et stagnent dans la croûte inférieure. Leur chaleur et leurs éléments volatils provoquent la fusion partielle des roches crustales encaissantes (éclogites). Le magma produit est initialement intermédiaire (syénitique) et peut ensuite se différencier pour donner des fractions acides (granitiques).

Genèse des magmas basiques

Les magmas basiques proviennent principalement du manteau supérieur. Le manteau est majoritairement solide, mais des conditions locales de température et pression, souvent liées à la tectonique des plaques et à la présence de , peuvent provoquer une fusion partielle.

• La zone de faible vitesse des ondes S (HLVZ), située entre 10 et 600 km de profondeur, est un lieu privilégié de formation des magmas basiques.
• La présence d'eau abaisse la température de fusion des roches.
• Le manteau supérieur a globalement la composition d'une péridotite (olivine + pyroxènes).
• Les études de xénolites mantelliques et d'expériences de laboratoire indiquent la présence d'une « pyrolite » comme portion du manteau qui fond.
• La composition du manteau varie avec la profondeur, avec des assemblages minéralogiques spécifiques:
  • Jusqu'à 30 km: pyrolite à plagioclases (olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + plagioclase).
  • 30-100 km: pyrolite à spinelles (olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + spinelles).
  • Au-delà de 100 km: pyrolite à grenat (olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + grenat).
• Le taux de fusion partielle (1 à 30%, exceptionnellement 50% pour les komatiites) influence le chimisme du magma basique. Un faible taux enrichit le magma en éléments hygromagmatophiles (alcalins, lanthanides, alcalino-terreux), donnant un chimisme alcalin. Un fort taux les dilue, résultant en un chimisme peu alcalin.

On distingue plusieurs types de magmas primogéniques (issus directement de la fusion partielle du manteau sans modification) : alcalin, tholéiitique, calco-alcalin, transitionnel et shoshonitique.

Évolution des magmas lors de leur remontée vers la surface de la Terre

Une fois formés, les magmas remontent vers la surface en raison de leur densité inférieure à celle de l'encaissant et de la pression lithostatique. Cette remontée peut se faire par fracturation de l'encaissant ().

• Magmas acides (700-, très visqueux): Tendent à cristalliser en profondeur, formant de grands corps intrusifs appelés batholites.
• Magmas basiques (1200-, moins visqueux): Atteignent plus facilement la surface, donnant lieu au volcanisme.

Lors de leur remontée, les magmas peuvent être stockés temporairement dans des chambres magmatiques. C'est là que se produisent des processus de différenciation magmatique, menant à la formation de magmas "fils" chimiquement différents du magma primogénique ().

• La cristallisation fractionnée est un processus clé: les minéraux cristallisent à différentes températures et pressions. Si les premiers cristaux formés sont séparés du liquide résiduel, la composition de ce dernier évolue. La suite réactionnelle de Bowen () décrit cet ordre de cristallisation:
  • Série discontinue des ferromagnésiens (olivines, pyroxènes, amphiboles, biotites).
  • Série continue des plagioclases (anorthite riche en Ca vers l'albite riche en Na).
• Le refroidissement influence la texture des roches: rapide donne des textures microgrenues à microlitiques (nombreux petits cristaux), lent donne des textures grenues (moins de cristaux, mais plus grands). Un refroidissement très rapide peut former du verre.
• Autres mécanismes d'évolution magmatique:
  • Hybridation entre magmas: Mélange de magmas de compositions différentes, souvent lors de réalimentation de la chambre magmatique ou de mélange de magmas mantelliques et crustaux.
  • Contamination crustale: Interactions chimiques entre le magma et l'encaissant crustal, surtout si le temps de séjour est long et le contraste chimique important. Le magma peut s'enrichir en éléments crustaux (K, Th, U) et s'appauvrir en éléments mantelliques (Fe, Mg). Ceci est visible par des signatures isotopiques ( élevés, faibles) ().

Principales lignées magmatiques

L'ensemble des roches magmatiques issues d'un même magma primogénique et montrant une continuité minéralogique et géochimique constitue une série magmatique. Ces séries sont des marqueurs géodynamiques.

Les trois principales lignées sont tholéiitique, calco-alcaline et alcaline, chacune étant caractéristique d'un contexte géodynamique particulier.

Chapitre III : Magmatisme et Cadres Géodynamiques

Introduction

Le magmatisme est une manifestation majeure de l'activité interne de la Terre. Il se traduit par le volcanisme (émission de laves, gaz, projections en surface) ou le plutonisme (cristallisation en profondeur).

• Le magmatisme contribue à l'accrétion de la lithosphère océanique (MORB aux RMO) et à la maintenance de la lithosphère continentale (magmas calco-alcalins dans les ZS et ZC).
• Il a joué un rôle crucial dans la formation de la première croûte continentale il y a 3,5 à 1,5 Ga, différenciée d'un manteau primitif.
• La distribution du magmatisme n'est pas aléatoire: elle se concentre majoritairement aux limites des plaques (convergentes, divergentes) et, dans une moindre mesure, à l'intérieur des plaques (intraplaques continentaux ou océaniques) ().

Magmatisme aux limites des plaques convergentes

Ce magmatisme est associé aux zones où les plaques se rapprochent: les zones de subduction (ZS) et les zones de collision (ZC).

Magmatisme dans les zones de subduction

Les zones de subduction se forment lors du plongement d'une plaque océanique sous une autre plaque (océanique ou continentale). Les paramètres influençant le magmatisme incluent l'angle de subduction () et la profondeur atteinte par la plaque subductée () ( et ).

On distingue deux cas majeurs:

• Marges Continentales Actives (MCA) (subduction PO/PC, ex: Andes) :
  • Angle de plongement faible mais .
  • Fortes contraintes tectoniques, vitesse de subduction faible.
  • Magmas produits loin de la fosse et à faible profondeur.
  • Le magma s'arrête majoritairement en profondeur pour former des complexes plutoniques (granodiorites, granites). Une infime partie atteint la surface, donnant un volcanisme modéré.
  • Importante circulation de fluides, conduisant à la formation de gisements métalliques (Cu, Mo, Ag, Au).
  • Roches: plutoniques (gabbro à granite), volcaniques (basalte à rhyolite).
  • Conditions de cristallisation: Fortes fugacités d'oxygène (conditions oxydantes), températures de 1050-, pressions de 7-10 Kb (profondeurs de 25-35 km).
  • Géochimie: K2O plus élevé, enrichissement en Li, Rb, Sr, Ba, U, Th, Pb. Rapports FeO/MgO bas, faibles teneurs en Ti, Ni, Cr. Rapports Ba/La et La/Nb élevés. Rapports élevés. Les isotopes de Sr et Pb sont élevés en raison de la contamination crustale et/ou des sédiments subductés.
• Arcs Insulaires (AI) (subduction PO/PO, ex: Mariannes) :
  • Angle de plongement fort ().
  • Faibles contraintes tectoniques, vitesse de subduction rapide.
  • Magmas produits à grande profondeur.
  • Le magma atteint plus facilement la surface, donnant un volcanisme très important (laves en pillow, hyaloclastites).
  • Roches: basaltes tholéiitiques d'Arcs, basaltes calco-alcalins et andésites basiques.

Les magmas calco-alcalins des zones de subduction sont générés par la fusion partielle du manteau supra-subduction, enrichi en fluides () libérés par la déshydratation de la plaque océanique plongeante et de ses sédiments (). Ces fluides abaissent le solidus du manteau, permettant sa fusion.

Les séries magmatiques associées aux zones de subduction sont:

• Série Tholéiitique d'Arc: Proche de la fosse, pauvre en K, riche en minéraux hydroxylés précoces (amphiboles, biotites). Cortège plutonique tonalitique.
• Série Calco-Alcaline: Plus en arrière, riche en et oxydante. Forme des batholites de granodiorites/granites et des strato-volcans andésitiques.
• Série Shoshonitique: Très en arrière, riche en K, associée aux dernières étapes de subduction avant collision. Contient des minéraux K (orthose, phlogopite) et des minéraux Fe-Mg anhydres et hydroxylés.
• Série Ultra-Alcaline: Caractère alcalin encore plus accentué, très riche en K.

Magmatisme dans les zones de collision

Se produit lors de l'affrontement de deux plaques continentales (ex: Himalaya). Le magmatisme est plus discret et dominé par le plutonisme. Il est principalement dû à l'anatexie crustale, favorisée par l'épaississement crustal, le réchauffement isobare et la décompression quasi-adiabatique lors de l'érosion ou de l'effondrement gravitaire ().

• Les leucogranites (riches en muscovite et ) avec des rapports élevés, sont typiques de l'anatexie crustale.
• Les granites hyper-alumineux peuvent résulter d'une fusion basi-crustale avec apport de chaleur mantellique. Ils contiennent souvent des xénolites métamorphiques.

Magmatisme calco-alcalin et croissance crustale

Le magmatisme orogénique, dominé par les roches calco-alcalines, joue un rôle majeur dans la croissance de la croûte continentale par:

• Accrétion latérale: Continentalisation de la croûte océanique dans les Arcs Insulaires (ex: Antilles).
• Accrétion par le bas: Augmentation de l'épaisseur de la croûte continentale par l'injection de grands volumes de roches plutoniques (ex: Andes Centrales, d'épaisseur ajoutés en 180 Ma).

Malgré l'érosion et le recyclage des croûtes via la subduction, la croissance crustale nette est estimée à .

Magmatisme aux limites des plaques divergentes

Aux limites divergentes (RMO, rifts continentaux), le magmatisme est lié à la remontée de l'asthénosphère et à la décompression adiabatique du manteau.

Cadres structuraux

• Rides Médio-Océaniques (RMO): Sites d'accrétion de la croûte océanique, où le manteau remonte et fond par décompression adiabatique pour former les MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts).
  • Le magmatisme est continu et important aux dorsales rapides (ex: Pacifique), produisant une séquence complète de basaltes en pillow, filons doléritiques et gabbros.
  • Il est faible et discontinu aux dorsales lentes (ex: Atlantique), avec des basaltes épars et une dénudation tectonique du manteau.
  • Les MORB-N (normal) sont appauvris en éléments incompatibles à gros diamètre, tandis que les MORB-E (enrichi) montrent des apports d'éléments incompatibles depuis des zones moins appauvries ().
• Riftings continentaux: Début de la divergence au sein de la croûte continentale (). Le magmatisme est généralement alcalin au stade précoce (faible taux de fusion profonde) et évolue vers un magmatisme tholéiitique avec l'amincissement de la lithosphère et l'océanisation (taux de fusion plus élevé et moins profond).

Séries magmatiques

• Série Tholéiitique: Caractéristique des RMO et des stades avancés de rifting. Produit des basaltes (MORB).
• Série Alcaline: Typique des rifts continentaux précoces et du magmatisme intraplaque. Roche volcanique riche en minéraux ferromagnésiens et feldspaths plagioclases calcaires (basaltes alcalins), pouvant évoluer vers des trachytes par différenciation.

Magmatisme intraplaque

Ce magmatisme se produit à l'intérieur des plaques continentales ou océaniques, loin des limites actives.

• Points chauds (Hot Spots): Remontées de panaches mantelliques profonds qui percent la lithosphère. Dans les plaques océaniques, ils produisent des OIB (Ocean Island Basalts) à signature isotopique plus proche de la "Terre globale" (manteau non appauvri). ().
• Kimberlites et carbonatites: Magmas ultra-basiques et riches en volatils, associés à la métasomatose mantellique et aux failles profondes (intraplaque continental) ().

Chapitre IV : Évolution du Magmatisme à travers les Temps Géologiques

Le Magmatisme durant l'Archéen

L'Archéen (4 à 2.5 Ga) a été une période de flux géothermique beaucoup plus élevé qu'aujourd'hui. Le manteau était plus chaud et la fusion partielle était plus extensive.

• Komatiites: Des laves ultra-basiques, très riches en Mg, sont caractéristiques de l'Archéen. Elles témoignent d'un taux de fusion mantellique très élevé (jusqu'à 50-70%) à des températures de . Leur formation est liée à un manteau plus chaud et à des processus tectoniques différents de la tectonique des plaques actuelle.
• Formation massive de la première croûte continentale, principalement granitique et granodioritique, par des processus magmatiques intenses.

Le Magmatisme durant la période comprise entre le Paléoproterozoïque et l'Actuel

À partir du Paléoproterozoïque (2.5 Ga à 1.6 Ga), la Terre a commencé à ressembler davantage à sa configuration actuelle. La diminution du flux thermique global a entraîné une baisse de la température du manteau et une prédominance progressive des processus magmatiques liés à la tectonique des plaques.

• Les séries magmatiques tholéiitiques, calco-alcalines et alcalines deviennent de plus en plus représentatives des contextes géodynamiques modernes (rifts, subductions, points chauds).
• Le développement de la tectonique des plaques telle que nous la connaissons a structuré la distribution et la nature du magmatisme.
• Le volume et la nature du magmatisme ont contribué de manière significative à l'épaississement et à la différenciation de la croûte continentale.
• Des épisodes magmatiques majeurs sont associés aux cycles orogéniques successifs (ex: Pan-African, Hercynien, Alpin).

Chapitre V : Le Magmatisme et la Formation des Gisements des Substances Minérales et Énergétiques

Introduction

Le magmatisme est un processus clé dans la concentration de nombreuses substances minérales utiles.

Principaux mécanismes conduisant à la formation des gîtes minéraux

La formation des gisements associés au magmatisme implique plusieurs processus:

• Cristallisation fractionnée: La séparation des minéraux du magma lors de son refroidissement peut concentrer certains éléments dans le liquide résiduel. Par exemple, les chromitites et les gisements de platinoïdes dans les intrusions stratifiées (chromite est un des premiers minéraux à cristalliser).
• Ségrégation magmatique: La séparation physique de liquides immiscibles (ex: sulfures liquides) ou de cristaux lourds qui sédimentent au fond de la chambre magmatique (ex: gisements de Ni-Cu-PGE).
• Hydrothermalisme magmatique: Les fluides riches en volatils (eau, Cl, F, S) exsolvés du magma en refroidissement peuvent transporter et précipiter des métaux dans des veines ou des roches encaissantes (ex: porphyres cuprifères, gisements d'étain-tungstène associés aux granites).
• Contamination crustale: L'interaction entre le magma et la croûte peut introduire des éléments dans le magma qui seront ensuite concentrés (ex: certains gisements d'étain).
• Processus tardi-magmatiques et post-magmatiques: Des gisements peuvent se former après la cristallisation complète du magma, comme les pegmatites riches en terres rares, Li, Be, Ta, Nb, ou les skarns où des fluides métasomatisent les roches encaissantes.

Types de gîtes minéraux associés au magmatisme

• Métaux de base: Cr, Ni, Co, Cu, Sn, W, Nb, Ta, Mo. Ces gisements peuvent être liés à des intrusions ultramafiques (Cr, Ni, Co), des granites (Sn, W), des porphyres (Cu, Mo).
• Métaux précieux: Au, Ag, Platinoïdes (Pt, Pd, Rh). Associés à des systèmes hydrothermaux ou à des intrusions ultramafiques.
• Pierres précieuses: Diamant (dans les kimberlites et lamproïtes), émeraudes, saphirs.
• Substances énergétiques: Bien que moins directement, le magmatisme peut influencer la formation de certains gisements énergétiques par la création de pièges ou l'apport de chaleur (géothermie).

Cadres structuraux, magmatisme et gîtes des substances minérales et énergétiques

La distribution des gisements magmatiques est fortement contrôlée par les contextes géodynamiques:

• Zones de subduction (MCA et AI): Porphyres cuprifères (Cu, Mo, Au, Ag) associés aux intrusions calco-alcalines. Gîtes de Sn-W dans des granites anatectiques.
• Rifts continentaux et magmatisme intraplaque: Gîtes de terres rares, Nb, Ta dans les carbonatites et roches alcalines. Gisements de diamants dans les kimberlites.
• Rides médio-océaniques: Sulfures massifs volcanogéniques (Cu, Zn, Ag, Au) associés au magmatisme tholéiitique.

Chapitre VI : Protocole d'Étude d'un Complexe Magmatique

Phase préparatoire (documentation, REMOTE SENSING)

• Recherche bibliographique: Collecte de cartes géologiques, rapports d'exploration, publications scientifiques sur la région d'étude.
• Télédétection (Remote Sensing): Utilisation d'images satellites (Landsat, Sentinel, ASTER) pour identifier les grandes structures (failles, linéaments), les anomalies de couleur ou de végétation, qui peuvent indiquer des zones d'altération ou des affleurements rocheux. La photo-interprétation est une étape clé.

Travaux de terrain (cartographie, structure, géophysique, échantillonnage)

• Cartographie géologique: Localisation et délimitation des différentes unités magmatiques, des roches encaissantes, des structures (failles, dykes, filons).
• Étude structurale: Analyse des orientations de la foliation magmatique, des fractures, des plis dans les roches encaissantes pour comprendre la mise en place du complexe.
• Géophysique: Utilisation de méthodes géophysiques (magnétisme, gravimétrie, sismique, électromagnétisme) pour détecter des corps magmatiques non affleurants, des zones de minéralisation ou des structures profondes.
• Échantillonnage: Collecte représentative d'échantillons de roches (volcaniques, plutoniques, subvolcaniques), de minéraux, de fluides, d'altérations. Les échantillons doivent être géoréférencés et décrits précisément.

Travaux de laboratoire (pétrographie, minéralogie, géochimie, analyse physique, expérimentation)

• Pétrographie: Examen macroscopique et microscopique des roches en lames minces (microscope polarisant). Identification des minéraux, des textures (grenue, microlitique, porphyrique) et des structures. Détermination des minéraux des roches magmatiques au microscope polarisant, étude de principales roches magmatiques (granites, pegmatites, gabbros, dolérites).
• Minéralogie: Analyse des minéraux pour leur composition chimique (microsonde électronique), leur structure cristalline (diffraction des rayons X), et leur paragenèse.
• Géochimie:
  • Roches totales: Analyse des éléments majeurs, traces et terres rares par diverses techniques (XRF, ICP-MS) pour déterminer la composition chimique du magma et les processus d'évolution.
  • Minéraux: Analyse des éléments en traces et des isotopes pour tracer l'origine et l'évolution des magmas.
  • Isotopique: Utilisation de rapports isotopiques (Sr, Nd, Pb, O) pour identifier les sources du magma (manteau, croûte), le degré de contamination crustale et les processus de mélange. Dépouillement, exploitation et interprétation des données géochimiques sur les minéraux et les roches totales.
• Analyse physique: Mesure de propriétés physiques des roches (densité, porosité, conductivité thermique) pour les modèles géodynamiques.
• Expérimentation: Reproduire en laboratoire les conditions de pression et température de la genèse et de l'évolution des magmas pour mieux comprendre les processus naturels.

Modélisation (interprétation géodynamique)

Synthèse de toutes les données pour reconstruire l'histoire magmatique du complexe et l'intégrer dans le cadre géodynamique régional. La géochimie, par exemple, aide à discriminer les contextes géodynamiques (diagrammes de Harker, diagrammes multi-élémentaires comme ).

Minéralisations Associées

Évaluation des minéralisations primaires (formées directement par des processus magmatiques) et secondaires (altération, érosion des primaires), leur type et leur importance économique.

Chapitre VII : Travaux Pratiques et Pratique Professionnelle

Rappels des notions d'optique cristalline

Essentiels pour l'étude des roches magmatiques au microscope polarisant. Cela inclut la compréhension des propriétés optiques des minéraux (biréfringence, couleurs de polarisation, extinction, signe optique) qui permettent leur identification et la détermination de leur paragenèse.

Détermination des minéraux des roches magmatiques au microscope polarisant

Application directe des connaissances en optique cristalline pour identifier les minéraux clés des roches magmatiques, tels que les quartz, feldspaths (plagioclases, feldspaths alcalins), micas (biotite, muscovite), pyroxènes, amphiboles, olivines et minéraux accessoires. L'observation des relations texturales entre minéraux est également cruciale pour comprendre l'histoire de cristallisation.

Étude de principales roches magmatiques au microscope polarisant

Analyse détaillée de types de roches représentatifs: granites (roche plutonique acide), pegmatites (roches ignées à grands cristaux, souvent associées à des gisements), gabbros (roche plutonique basique), dolérites (roche subvolcanique basique).

Dépouillement, exploitation et interprétation des données géochimiques sur les minéraux

Traitement des données de microsonde électronique et ICP-MS sur les minéraux pour déterminer l'évolution de la composition minéralogique au cours de la cristallisation (zonations, réactions), ce qui donne des indices sur l'histoire P-T du magma.

Dépouillement, exploitation et interprétation des données géochimiques sur roches totales

Analyse des variations des éléments majeurs, traces et isotopiques des roches pour reconstituer les processus de fusion, différenciation, mélange et contamination. L'interprétation dans les contextes géodynamiques permet de relier la composition des magmas à leur origine mantellique ou crustale, et aux conditions tectoniques.

Pratique Professionnelle

La sortie de terrain, comme dans le secteur de Mokambo, est essentielle pour observer directement les roches magmatiques, leurs relations de terrain et les structures associées. Elle permet de confronter les connaissances théoriques à la réalité géologique et de développer les compétences pratiques du géologue.

Ces éléments pratiques sont indispensables pour former des géologues capables d'appliquer les principes de la pétrologie magmatique à des situations réelles d'exploration, de recherche et d'étude de l'évolution terrestre.