RHYOLITES

RHYOLITES

Les rhyolites (de 福﨎諸, couler;晴礼﨟, pierre) sont les équivalents volcaniques des granites. De même que les granites au sens strict ne peuvent être dissociés de roches plus basiques, on doit grouper avec les rhyolites des variétés assez voisines, comme les rhyodacites et les latites quartzifères, qui sont respectivement les homologues des granodiorites et des granites monzonitiques. Toutes ces roches ont en principe une teneur en quartz comprise entre 20 et 35 p. 100, mais elles présentent la particularité d’être souvent vitreuses ou très finement cristallisées; l’analyse chimique seule permet alors de les identifier. Les moyennes indiquées dans le tableau sont proches de celles des roches plutoniques correspondantes, sauf en ce qui concerne l’état d’oxydation du fer: le rapport Fe²³/FeO, qui est voisin de 0,6 dans les granites, est ici de l’ordre de 1,2. Cette différence correspond à l’oxydation à l’air libre des produits volcaniques.

Constitution minéralogique

Le quartz peut se présenter en cristaux bien visibles (quelques millimètres); il offre alors une forme bipyramidée et des aspects typiques de corrosion et de croissance irrégulière (quartz «rhyolitique»). Il contient fréquemment des inclusions vitreuses (reliquats magmatiques), emprisonnées dans des lacunes de croissance au cours de la cristallisation du minéral.

Les feldspaths sont le plus souvent représentés par de la sanidine assez riche en sodium, associée à un plagioclase de composition An⁵ à An²⁵ selon les variétés. Dans les roches anciennes, le feldspath potassique a généralement une coloration rouge vif, due à des oxydes de fer libérés par exsolution.

Les minéraux ferromagnésiens sont constitués par la biotite, parfois bordée de magnétite, par la hornblende, plus rare, et, dans les roches à tendance dacitique, par l’hypersthène. Les rhyolites alcalines contiennent des minéraux sodiques, comme l’aegyrine ou la riebeckite. On note dans certains cas la présence de minéraux inhabituels dans les roches volcaniques: cordiérite, grenats, associés quelquefois à de la sillimanite.

La mésostase vitreuse est fréquente, et représente la quasi-totalité de la roche dans les obsidiennes, les rétinites ou les ponces (cf. roches VITREUSES). On y distingue souvent une structure «vitroclastique» avec fragments de bulles et échardes plus ou moins aplaties et soudées. Lorsque ce verre recristallise, il peut former un assemblage très fin de cristaux de quartz et de feldspaths (felsite ) ou se dévitrifier en pyroméride à structure rayonnante. Là encore, la coloration rouge est fréquente, comme dans les «porphyres amarantes» de l’Esterel.

Conditions de gisement

Les éruptions rhyolitiques sont extrêmement rares dans le volcanisme actuel; on ne citera guère que l’extrusion du dôme de Nova Rupta et les dépôts pyroclastiques concomitants, en 1912, dans la vallée des Dix Mille Fumées (Alaska). Dans les séries volcaniques anciennes, on distingue deux grands types de gisement:

– Le premier est celui des rhyolites ou rhyodacites en coulées courtes ou en dômes, généralement associées à un volcanisme basaltique ou andésitique de type central ^{[cf. ANDÉSITES ET BASALTES]}. Elles marquent assez souvent la fin d’un cycle d’activité, et la quantité est toujours très inférieure à celle des volcanites basiques.

– Le second type est celui des rhyolites en nappes de ponces ou d’ignimbrites, associées à de vastes calderas ou à un volcanisme de type fissural, et accompagnées de faibles quantités de basalte. Elles peuvent couvrir de grandes surfaces, sur des centaines de mètres d’épaisseur: 7 000 km² à Yellowstone; 25 000 km² en Nouvelle-Zélande. Parmi les rhyolites d’Europe, on citera les ignimbrites de Corse, d’âge permien (400 km²) et les nappes de ponce tertiaires du Mont-Dore (250 km²).

Origine des magmas rhyolitiques

Les arguments géologiques, minéralogiques et géochimiques permettent de proposer deux principales origines pour les magmas rhyolitiques.

La fusion anatectique des socles granitiques (palingenèse) serait à l’origine des grands épanchements d’ignimbrites à quartz automorphe, biotite et résidus métamorphiques. Ces matériaux ont une composition assez proche de celle des roches environnantes. On y trouve à des teneurs notables les éléments «sialiques» comme Be, Li, et on y observe parfois des minéralisations en W, Sn, Pb, Zn et U.

La différenciation des magmas basaltiques peut rendre compte des petites émissions de rhyolites et rhyodacites en dômes ou en coulées courtes. Ces roches n’ont aucune parenté géochimique avec le socle local et contiennent surtout des éléments-traces «simiques», comme Ti, V, Ni, Cr, Co. L’absence assez générale du quartz automorphe provient de ce que les liquides résiduels de la cristallisation fractionnée s’enrichissent progressivement en silice, et que ce minéral cristallise en dernier lieu, dans un milieu très visqueux et qui a tendance à rester vitreux.

Dans la réalité, il n’est pas obligatoire que ces deux processus soient dissociés, et les rhyolites palingénétiques et juvéniles peuvent coexister dans le même complexe.

Encyclopédie Universelle. 2012.