formation, minéraux, types et utilisations
Tenez-vous au pied de Half Dome, dans la vallée de Yosemite : vous avez sous les yeux un affleurement de roche plutonique épais de plusieurs kilomètres, qui a cristallisé il y a environ 93 à 90 millions d’années, à des kilomètres de profondeur, sous un arc volcanique crétacé. La plupart des visiteurs parlent de granite. Un pétrologue dirait granodiorite. Ce décalage entre le mot courant et la définition minéralogique stricte explique en partie pourquoi le granite est l’une des roches les plus étudiées, et les plus débattues, de la géologie.
Qu’est-ce que le granite ?
Le granite est une roche magmatique plutonique, felsique et à gros grain, dominée par le quartz, le feldspath alcalin et le plagioclase. Dans la classification QAPF de l’IUGS proposée par Streckeisen (1976), un granite au sens strict contient 20–60 % de quartz en volume, le feldspath alcalin représentant 35–90 % de l’ensemble des feldspaths. Il cristallise lentement en profondeur à partir d’un magma riche en silice, ce qui lui donne une texture grenue, à cristaux imbriqués.
Le mot vient du latin granum, « grain », en référence à cette mosaïque de cristaux bien visible. Le granite constitue une grande partie de la croûte continentale supérieure et c’est la roche dominante qui affleure dans les cratons, au cœur des chaînes orogéniques et dans les grands batholites situés sous les arcs volcaniques. Le basalte est la roche du plancher océanique ; le granite est la roche des continents.
Chimie, minéralogie et structure cristalline
Le granite est sursaturé en silice. La teneur en SiO2 de la roche totale se situe généralement entre 69 et 77 % en masse, celle en Al2O3 autour de 12–16 % en masse, et la somme Na2O + K2O dépasse en général 7 % en masse. Cette composition oblige le quartz libre à cristalliser aux côtés du feldspath, au lieu d’être absorbé par les tectosilicates.
Les minéraux essentiels sont le quartz (SiO2), le feldspath alcalin (orthose ou microcline, KAlSi3O8, souvent perthitique) et le plagioclase sodique (de l’oligoclase à l’andésine, An10–30). La biotite est le minéral mafique le plus courant ; la muscovite apparaît dans les variétés peralumineuses, la hornblende dans les variétés métalumineuses. Les minéraux accessoires comprennent le zircon, l’apatite, la titanite, la monazite, l’allanite, l’ilménite et la magnétite. Ensemble, ils dépassent rarement un pour cent de la roche, mais le zircon à lui seul héberge l’essentiel de son contenu en U et en Th, et c’est le minéral le plus employé en datation radiométrique.
Fiche technique
| Propriété | Valeurs typiques |
|---|---|
| Dureté effective globale | ~6–7 (échelle de Mohs, agrégat minéral) |
| Densité | 2,65–2,75 g/cm³ |
| Porosité | Généralement < 1 % |
| Texture | Grenue, équigranulaire à porphyroïde |
| Taille des grains | 1–10 mm (localement jusqu’à plusieurs centimètres) |
| Couleur | Blanc, gris, rose, saumon, rarement verdâtre |
| SiO2 | 69–77 % en masse |
| Température de cristallisation | ~700–900 °C |
| Pression de mise en place | 0,2–1,0 GPa (≈ 5–30 km de profondeur) |
La couleur est surtout une affaire de feldspath. Les granites roses et saumon sont riches en feldspath potassique, coloré par des traces de fer et par des inclusions submicroscopiques d’hématite. Les granites gris contiennent davantage de plagioclase. Le « granite noir » du commerce, sombre, utilisé pour les monuments et les plans de travail, est presque toujours un gabbro ou une diabase, une roche plutonique basaltique sans aucun quartz. Le négoce de la pierre et les pétrologues sont souvent, et poliment, en désaccord.
Comment se forme le granite
Le granite naît d’un liquide magmatique felsique qui cristallise en profondeur. Ce liquide peut lui-même se former par deux grandes voies. La première est la cristallisation fractionnée d’un magma parent plus mafique : les premiers cristaux d’olivine, de pyroxène et de plagioclase calcique se déposent, et le liquide résiduel évolue vers des compositions riches en silice. La seconde est l’anatexie, c’est-à-dire la fusion partielle de roches crustales préexistantes sous un flux de chaleur élevé. La plupart des pétrologues actuels voient dans les grands volumes granitiques le produit d’une fusion de la croûte, modifiée par des recharges mafiques venues du manteau, même si la part respective de chaque processus reste débattue.
Selon Chappell & White (1974), les granites se classent d’après leur source :
- Type S : issu de la fusion de protolithes sédimentaires ou métasédimentaires. Peralumineux, souvent à muscovite, fréquent dans les ceintures de collision comme la Lachlan Fold Belt, dans le sud-est de l’Australie.
- Type I : issu de la fusion d’une croûte magmatique plus ancienne (métamagmatique). Métalumineux à faiblement peralumineux, à hornblende, caractéristique des arcs volcaniques continentaux.
- Type A : anorogénique, de haute température, souvent alcalin et anhydre ; défini par Loiselle & Wones (1979). Typique des rifts et de l’extension post-collisionnelle. Bonin (2007) et des travaux ultérieurs, dont ceux de Sasim et al. (2024), soutiennent que le type A n’est pas une famille pétrogénétique unique, mais une chimie convergente produite par des sources variées.
- Type M : issu du manteau, rare, observé dans certains contextes d’arcs insulaires primitifs. Quantitativement mineur dans l’enregistrement continental.
Les travaux expérimentaux de Patiño Douce & Harris (1998) sur des métapélites himalayennes ont montré que la fusion par déshydratation de la muscovite commence à 750–800 °C sous 0,6–1,0 GPa et produit des liquides pratiquement identiques aux leucogranites naturels. La déshydratation de la biotite suit à plus haute température. Ces réactions libèrent seulement quelques pour cent d’eau en masse : assez pour lubrifier l’extraction du liquide, pas assez pour noyer le magma en ascension.
Une fois formé, le magma granitique monte à travers la croûte et s’accumule dans des plutons dont la taille va des stocks kilométriques aux batholites couvrant des centaines de milliers de kilomètres carrés, comme le batholite de la Sierra Nevada, en Californie, ou le batholite côtier du Pérou. Les profondeurs de mise en place s’étendent sur environ 5–30 km. L’ancienne image des manuels était celle d’une chambre magmatique unique et bulbeuse, qui se gonflait comme un ballon. Cette image a été en grande partie renversée.
Glazner, Bartley, Coleman, Gray & Taylor (2004), dans GSA Today, ont soutenu, à partir de la géochronologie U–Pb sur zircon de la suite intrusive de Tuolumne, que les grands plutons s’assemblent de façon incrémentale sur des millions d’années. Des datations plus fines de Bartley, Glazner & Coleman (2018), dans Geosphere, ont précisé le tableau pour le pluton de Half Dome en particulier. La granodiorite de Half Dome, cartographiée comme un seul corps, a livré des âges sur zircon compris entre 92,8 ± 0,1 et 89,8 ± 0,8 Ma : une durée de vie de 3–4 millions d’années, incompatible avec toute chambre magmatique unique thermiquement viable. Le modèle qui s’est imposé depuis, en partie grâce au cadre du mush cristallin de Bachmann & Bergantz (2004) dans le Journal of Petrology, considère les batholites comme des réservoirs de longue durée, en majorité cristallins, périodiquement rajeunis par des recharges mafiques.
Localités remarquables
Le batholite de la Sierra Nevada, en Californie, est l’exemple classique de batholite d’arc crétacé : long d’environ 600 km, composé surtout de granodiorite et de granite, il affleure à Yosemite sous la forme du granite d’El Capitan, de la granodiorite de Half Dome et de la granodiorite de Cathedral Peak. Stone Mountain, en Géorgie, est un pluton unique mis à nu, fait de granite à biotite du Carbonifère supérieur (~300 Ma), exhumé et façonné par l’altération en un dôme qui s’élève à environ 251 m au-dessus du piémont environnant. Le granite de Conway, dans le New Hampshire, est un membre mésozoïque d’un complexe annulaire de la série magmatique des White Mountains, à la géochimie de type A classique.
En Europe, le batholite cornubien du sud-ouest de l’Angleterre est à l’origine des affleurements de Land’s End, de Dartmoor et de Bodmin Moor, des granites permiens de type S célèbres pour leurs minéralisations en étain et en tungstène. Le granite du Mont-Blanc, dans les Alpes occidentales, est une intrusion carbonifère (~303 Ma) portée en altitude par chevauchement lors de l’orogenèse alpine. Le pluton de l’Adamello, dans le nord de l’Italie, est un exemple classique d’intrusion composite éocène–oligocène assemblée de façon incrémentale.
Les granites d’Assouan, dans le sud de l’Égypte, roches précambriennes du Bouclier arabo-nubien, ont fourni les obélisques et la statuaire de l’Égypte pharaonique. La suite granitique du Cap, en Afrique du Sud, sous-tend les pentes inférieures de la montagne de la Table. Le complexe d’Erongo, en Namibie, est un complexe annulaire crétacé de type A, célèbre pour son aigue-marine de qualité gemme. Dans le corridor Himalaya–Karakoram, des leucogranites miocènes forment une ceinture discontinue qui s’étire sur 2 200 km, du Nanga Parbat au Namche Barwa. La région du Kosciuszko, en Australie, expose des granites siluriens de la Lachlan Fold Belt, la région type de la pétrogenèse de type S.
Variétés et roches apparentées
Au sens large, celui qu’on emploie sur le terrain, le mot « granite » désigne n’importe quelle roche de la famille des granitoïdes. Le schéma QAPF divise cette famille en champs de composition nommés, et la texture ajoute d’autres subdivisions :
- Granite à feldspath alcalin : le feldspath alcalin représente > 90 % de l’ensemble des feldspaths (champ 2).
- Syénogranite et monzogranite : les deux moitiés du champ 3, séparées à A/(A+P) = 65.
- Granodiorite : le plagioclase l’emporte sur le feldspath alcalin (champ 4). C’est la roche dominante de la plupart des batholites dits « granitiques », dont celui de la Sierra Nevada.
- Tonalite : riche en quartz et très pauvre en feldspath alcalin (champ 5) ; dominée par le plagioclase.
- Granite porphyroïde : gros phénocristaux de feldspath potassique dans une matrice à grain plus fin.
- Granite rapakivi : se reconnaît à son feldspath alcalin ovoïde entouré de plagioclase ; décrit pour la première fois en Finlande par Sederholm en 1891 ; typiquement de type A, du Protérozoïque moyen.
- Granite graphique : intercroissance intime de quartz et de feldspath alcalin qui dessine des motifs d’allure runique, formée par cocristallisation simultanée dans des pegmatites.
- Pegmatite et aplite : pôles texturaux, à gros grain et à grain fin, des différenciats granitiques tardifs. Les pegmatites renferment une grande partie du lithium, du béryllium, du tantale et des pierres gemmes produits dans le monde.
- Leucogranite : < 5 % de minéraux mafiques ; classique dans le Haut Himalaya.
Pourquoi le granite compte
Concrètement, le granite est exploité en carrière depuis au moins 5 000 ans. Les pyramides de Gizeh ont intégré du granite d’Assouan dans leurs chambres intérieures et leurs sarcophages, et la pyramide de Mykérinos était revêtue de granite sur ses seize assises inférieures. Les piles du pont Eads à Saint-Louis, le mont Rushmore (sculpté dans le granite de Harney Peak, âgé de 1,7 Ga), l’Aiguille de Cléopâtre, les bordures de trottoir du Londres du XIXe siècle et une bonne part des plans de travail des cuisines modernes sont tous en granite, ou en roche proche du granite. Les pierres de curling sont, par tradition, taillées dans du microgranite d’Ailsa Craig, une petite île écossaise.
Sur le plan scientifique, la roche pèse bien davantage. Le granite est le constituant dominant de la croûte continentale supérieure, et ce sont les continents qui distinguent la Terre de tous les autres corps rocheux du système solaire. Les zircons extraits de roches granitiques demeurent l’archive la plus importante de l’histoire de la Terre primitive ; le plus ancien minéral terrestre connu, un zircon détritique des Jack Hills, en Australie-Occidentale, provient d’un protolithe granitique et date de 4,404 ± 0,008 Ga (Wilde et al., 2001, Nature). La chimie des granites reflète le régime de la tectonique des plaques : les compositions de type I et granodioritiques marquent les arcs de subduction, les types S les collisions continentales, les types A l’extension. Lisez les granites d’une région et vous pourrez lire son histoire tectonique.
Comment reconnaître le granite sur le terrain
Trois tests rapides suffisent sur un échantillon macroscopique. D’abord, la roche doit être assez grenue pour que les grains minéraux soient visibles sans loupe ; cela exclut la rhyolite, l’équivalent volcanique du granite, qui est à grain fin ou vitreuse. Ensuite, vous devez voir trois minéraux différents en proportions à peu près comparables : du quartz gris d’aspect vitreux (sans clivage, à cassure conchoïdale), du feldspath rose ou blanc (bon clivage à ~90°, souvent avec des stries sur le plagioclase), et des paillettes de biotite sombre ou de la hornblende trapue. Enfin, la structure doit être isotrope et grenue, les cristaux s’imbriquant au hasard. Une structure plane ou rubanée, avec des couches claires et sombres, indique un gneiss, cousin métamorphique du granite, et non le granite lui-même.
Le feldspath potassique tend à être plus rose ; le plagioclase tend à être plus blanc et peut montrer de fines stries de macle à la loupe. Si un grain de feldspath rose présente des traînées perthitiques, vous avez presque certainement affaire à un granite ou à une syénite. Si vous ne voyez aucun quartz, la roche est une syénite ou une monzonite, pas un granite.
Débats scientifiques en cours
La pétrologie du granite paraît réglée de loin, et elle ne l’est pas du tout de près. Quatre débats dominent la littérature actuelle.
Vitesses d’assemblage des plutons et « problème du granite ». Le modèle d’assemblage incrémental de Glazner et al. (2004), sur des échelles de temps de l’ordre du million d’années, fait aujourd’hui consensus, mais des études de terrain, géochimiques et analogiques continuent de débattre de l’existence, ou non, de grands corps magmatiques transitoires sous l’arc volcanique. Une synthèse de 2025 parue dans Nature Reviews Earth & Environment (Bergantz et ses coauteurs) décrit la croûte supérieure comme une colonne de mush de longue durée, d’où du liquide éruptible est extrait de temps à autre. La manière dont un pluton chimiquement homogène naît de nombreuses petites intrusions, chacune avec sa propre géochimie, reste imparfaitement expliquée.
Stockage à froid contre stockage à chaud. La chronométrie par diffusion appliquée à la zonation du zircon, du quartz et du feldspath indique que les cristaux passent l’essentiel de leur existence sous le solidus ou à proximité, et ne sont remobilisés que brièvement avant l’éruption. Les critiques répondent que les thermomètres et les horloges de diffusion reposent chacun sur leurs propres hypothèses de modèle. L’histoire thermique d’un cristal granitique « moyen » est encore recalibrée d’article en article.
Pétrogenèse de type A. Loiselle & Wones (1979) ont regroupé sous une même étiquette un ensemble varié de granites anorogéniques, riches en Fe et en HFSE. Bonin (2007) et des contributions plus récentes dans Lithos (dont Sasim et al. 2024 sur les leucogranites de type A du Kazakhstan) considèrent le type A comme une texture et une chimie convergentes, produites par des roches sources et des régimes tectoniques très différents. Il n’existe pas de recette unique du type A.
Leucogranites himalayens et collision continentale. Patiño Douce & Harris (1998) ont montré expérimentalement que la seule fusion par déshydratation de métapélites reproduit la chimie des leucogranites. Une série plus récente d’articles de Lithos et d’EPSL (Hou et al. 2012 ; Zhang et al. 2018 ; Wu et al. 2020 ; synthèses jusqu’en 2023) évoque la contribution de magmas mafiques sous-plaqués et de fluides crustaux. Savoir si les leucogranites himalayens datent la collision Inde–Asie ou seulement la relaxation thermique post-collisionnelle dépend du modèle qui est le bon.
