Métamorphisme : l'essentiel de ce qu'il faut savoir

• la pression lithostatique (P_L) qui est la pression exercée sur une roche, par les roches qui la surmontent. Cette pression est fonction de la densité des roches et de la profondeur à laquelle elle s'exerce. Elle est isotrope, c'est à dire homogène dans toutes les directions et n'engendre donc pas de déformation.
• les contraintes tectoniques (C_T) : il s'agit de la pression exercée sur les roches par l'action des forces tectoniques, elle est liée aux chevauchements et aux processus orogéniques. Elle est donc anisotrope car elle n'est pas homogène dans toutes les directions de lespace : elle est orientée et engendre des déformations et l'apparition de nouvelles structures à différentes échelles.
• la pression des fluides (P_f) : c'est la pression exercée au sein des pores des roches par les fluides. Elle dépend de la présence d'H₂O et de CO₂ qui peuvent être présents dans les interstices et libérés lors de réactions chimiques de déshydratation ou de décarboxylation. La P_f favorise la circulation de fluides, accélère les réactions de transformations minérales,les échanges de matière et abaissent la température de début de fusion des matériaux.

Fig.1  - Cours MasterPro - Université de Bourgogne

⇒ L'action combinée de ces 3 pressions engendre des transformations.

♦ Le métamorphisme d'impact (shock metamorphism) : il est la conséquence de la chute d'une météorite à la surface de la planète. Le choc engendre des températures et des pressions énormément élevées qui transforment les minéraux de la roche choquées, des températures et des pressions qui sont bien au-delà de celles atteintes dans le métamorphisme régional.

PlanetTerre : cas de l'astroblème de Rochechouart–Chassenon

♦ Le métamorphisme hydrothermal  (seafloor metamorphism) : apport d'éléments chimiques par circulation de fluides

♦ Le métamorphisme de contact : extension limitée (quelques centimètres à quelques kilomètres), se développant autour d'une intrusion magmatique.

♦ Le métamorphisme régional (ou général) : constitue des formations étendues sur des dizaines ou des centaines de kilomètres.

Il s'agit de transformations liées aux intrusions magmatiques et qui sont donc imitées dans l'espace  (d'une dizaine de m² au km²). C'est principalement la température qui intervient ici, il y a peu de déformations liées à la pression (l'intrusion du magma peut toutefois, en "poussant" les terrains déjà en place, induire une schistosité). Il n'y a souvent qu'un réarrangement minéralogique, sans échange avec d'autres corps que la roche originalle (métamorphisme isochimique). La nature des transformations et leur intensité sont donc fonction de :

• la nature du pluton
• la distance par rapport au magma
• la nature des roches originelles

Apparaît alors une auréole de métamorphisme où l'on observe une zonation des transformations autour de l'intrusion magmatique.

Dans l'environnement du pluton, les isothermes sont déformés et l e transfert de chaleur se fait par conduction.

Fig.3  -  Cliquer sur l'image pour l'agrandir

Source : Introduction à la géologie des ressources minérales

Bordas -1994

Fig.4  -  Cliquer sur l'image pour l'agrandir

Le granite de Flamanville (granite à amphiboles) est intrusif dans une série sédimentaire plissée constituée de schistes et de calcaires datés du Dévonien-Silurien. Au contact du granite, sur environ 150 à 200 mètres, les roches sédimentaires sont affectées de modifications texturales et minéralogiques : elles forment une auréole de métamorphisme.

A partir d'un affleurement de schistes et en se rapprochant progressivement du granites, on peut observer :

• des schistes tachetés (nodules de cordiérite),
• des schistes noduleux et micacés (apparition de micas et d'andalousite)
• des cornéennes, roches dures, massives à grains fins et isotropes à cordiérite et andalousite.

Dans la majorité des cas, les roches métamorphiques de l'auréole ont globalement la même composition chimique que celles des roches sédimentaires dont elles proviennent. Il y a eu un simple réarrangement minéralogique, éventuellement accompagné de départ d'eau et de CO₂.

L'apparition de minéraux nouveaux traduit les modifications des conditions physiques régnant au voisinage de l'intrusion. Dans ce cas, c'est principalement la chaleur dissipée par le corps magmatique en cours de refroidissement qui est responsable des modifications : il s'agit d'un thermométamorphisme.

Comme on l'a vu, ce type de métamorphisme peut engendrer des transformations chimiques mais les transformations structurales sont limitées.

Fig.5  -  Source : Pomerol - "Eléménts de géologie"

- Légendes -

Carb : Carbonifère   /   Dév : Dévonien

Sil : Silurien           /    Ord : Ordovicien

Camb : Cambrien

1 : isograde d'apparition de la séricite (+), de la chlorite (+) et de la muscovite (+)

2 : isograde d'apparition de la biotite (+)

3 : isograde d'apparition de l'andalousite (+)

4 : isograde de disparition de la muscovite (-), de l'andalousite (-),

4 : isograde d'apparition de la sillimanite (+),  des feldspaths potassiques (+) et microcline (+)

En allant du nord vers le sud :

- la série (Silurien à Carbonifère) correspond à des roches sédimentaires peu ou pas transformées.

- dans les roches datées du Silurien contenant de nombreux fossiles (Trilobites, Brachiopodes...) commencent à apparaître des minéraux nouveaux (séricite, chlorite, muscovite) : les roches sont métamorphisées.

- Dans un complexe schisto-gréseux avec intercalations de bancs calcaires d'âge cambro-ordovicien, les minéraux cités ci-dessus sont toujours présents mais les fossiles ont disparu. Un peu plus au sud de cette zone, la structure des roches change de façon importante : elles sont formées de lits, de nature minéralogique différente, alternativement clairs (quartz) et sombres (ferro-magnésiens).

- Au-delà, de nombreux changements minéralogiques s'opèrent (voir disposition des isograde). Les feldspaths qui n'étaient que microscopiques dans les roches précédents se développent et deviennent visibles à l'oeil nu : les roches sont alors appelées des gneiss.

- Dans ces gneiss, l'apparition du microline correspond à un début d'anatexie. Cette zone comporte donc des migmatites.

Le métamorphisme se caractérise par :

• la disparition de minéraux instables si la pression et la température varient,
• l'apparition de minéraux stables, caractéristiques des nouvelles conditions (P,T)
• la présence de minéraux originels.

1) Les transformations polymorphiques :

Elles sont caractérisées par l'apparition d'un nouveau minéral de composition identique (même formule chimique) mais de structure cristalline différente.

Andalousite

Source : UniCiel

Disthène - Sillimanite

Source : PlanetTerre - Droits réservés - © 2002 Véronique Gardien

Source : Photothèque C.Nicollet

♦ Minéral A     ---------->     Minéral B   +   Minéral C

ex :      Albite       ---------->     Jadéite      +   Quartz

           NaAlSi₃O₈                           NaAlSi₂O₆                  SiO₂

♦ Minéral A   +   Minéral B     ---------->     Minéral C   +   Minéral D

ex : Enstatite   +   Anorthite     ---------->     Diopside   +   Silicate d'alumine

         MgSiO₃                CaAl₂Si₂O₈                             CaMgSi₂O₆                     Al₂SiO₅

♦ Minéral A   +   Minéral B   +   H₂O     ---------->     Minéral C   +   Minéral D   +   CO₂

ex : Dolomite   +   Quartz   +   Eau     ---------->     Talc   +   Calcite   +   Diox. de Carbone

3[CaMg(CO₃)₂)]             4SiO₂           H₂O                  Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂           3 CaCO₃           3 CO₂

♦ Minéral A   +   Minéral B     ---------->     Minéral C   +   Minéral C   +   H₂O

ex : Albite   +   Glaucophane     ---------->     Grenat   +   Jadéite   +   Eau

  Si₃AlO₈Na    Na₂(Mg,Fe)₃Al₂Si₈O₂₂(OH)₂          Mg₃Al₂(SiO₄)₃   NaAlSi₂O₆     H₂O

Ces transformations minéralogiques peuvent être observées à l'échelle de la lame mince sous la forme d'auréole réactionnelle

Le minéral originel, l'olivine ici, se situe au centre. L'orthopyroxène (type enstatite) se crée au dépend de l'olivine. De même, l'hornblende apparaît au dépend du clinopyraxène (type augite)

Fig.7  -  Cours MasterPro - Université de Bourgogne

La succession des réactions minéralogiques peut alors être représentée graphiquement par des grilles pétrogénétiques qui présentent des champs de stabilité (P-T) des minéraux, délimités par les lignes ou des courbes de réactions minéralogiques (apparition et/ou disparition de phase minérale). Elles peuvent être plus ou moins complètes.

Les courbes d'équilibre univariants sont des droites. L'allure de ces courbes nous renseigne sur les paramètres P, T qui contrôlent ces réactions : si l'équilibre est très sensible à la pression, la courbe sera plus ou moins parallèle à l'axe des températures. Ce sera l'inverse pour la sensibilité aux températures.

Les courbes en traits rouges sont les trajets P-T pour les trois types de métamorphisme principaux de la classification de Miyashiro :

• Climat de haute pression (jadéite-quartz)
• Climat de pression intermédiaire (disthène-sillimanite)
• Climat de basse pression (andalousite-sillimanite)

Fig.8  -  Source : Pomerol - "Eléménts de géologie" p.480

Dans ce système, trois zones se succèdent, de plus en plus profondes.

Elles présentent un intérêt limité car elles ne fournissent acune indication sur les gradients géothermiques concernés (haute ou basse température, par exemple).

Ce système est utilisé en France sur les anciennes cartes au 1/80.000, il est très imprécis.

                  Fig.9  -  La zonéographie métamorphique

  C'est une classification universelle, proposée au debut du XX^è siècle par le géologue finlandais Eskola, où pression et température sont nettement explicitées, quelle que soit la profondeur. Elle a été établi, non plus à partir de la série alumineuse, mais de la série basique où la variété minérale est plus grande. Il regroupe ainsi, dans un même faciès des roches qui ont subi un métamorphisme dans des conditions physiques voisines, quelle que soit leur composition. Un faciès correspond donc à un domaine défini de température et de pression. Cependant, l'appartenance d'une roche métamorphique à un faciès donné n'implique pas nécessairement qu'elle ait la composition de la référence basique.

Exemple : une basalte porté à 20 km de profondeur à 550°C devient une amphibolite, ce qui donne le nom au faciès, mais un gneiss à deux micas (plagioclases, quartz, feldspath potassique) appartient  aussi faciès amphibolites bien qu'il ne contienne pas d'amphiboles.

○ Faciès des zéolites (cristallinité de l'illite) : marque la transition entre diagenèse et métamorphisme (température inférieure à 300°C)

○ Faciès des cornéennes (à amphiboles, à pyroxènes) : caractéristique du métamorphisme de contact (température élevée, faible pression)

○ Faciès des schistes verts (zoïsite, épidote, albite) : basse température et faible pression

○ Faciès des schistes bleus (jadéite, glaucophane, lawsonite) = faciès barrovien : moyenne température et moyenne pression

○ Faciès des amphibolites (horneblende, plagioclases) : pressions élevées (2 à 3 kbar) et températures de 600 à 700°C, voisines de la fusion.

○ Faciès des granulites : (absence de micas, pyroxènes, sillimanite, disthène, grenat) : pression et températue élevées atteignant le domaine de l'anatexie.

○ Faciès des éclogites où basaltes et gabbros en une roche à pyroxène (ex : jadéite) et grenats : température élevée et pression considérable

○ Faciès des sanidinites (sanidine, corindon et formes de haute tempéraure de la silice) : faciès de haute température instantanée et pression très faible qui concerne des roches au contact des laves ou enclaves.

Répartition des principaux faciès métamorphiques en fonction de la température et de la pression

Fig.10  -  Source : Pomerol - "Eléménts de géologie" p.483

  Cette classification a été élaborée dans les années 60 par Miyashiro à partir de l'étude des ceinture métamorphiques de l'arc japonais. Les variations relatives de la pression et de la température permettent de définir des "climats" métamorphiques qu'il ne faut pas confondre avec des intensités de métamorphisme car dans chaque climat om peut rencontrer tous les degrés de métamorphisme.

○ Le climat BP-HT (ou série Abukum-Rioké). Le gradient géothermique est fort : la température augmente très vite même pour une faible profondeur et aboutit souvent à l'anatexie. Les minéraux caractéristiques sont l'andalousite et la sillimanite.

○ Le climat MP-MT (ou série barrovienne). Le gradient géothermique est moyen, Il aboutit souvent à l'anatexie et les minéraux caractéristiques sont le disthène et la sillimanite. Cette série correspond souvent à une tectonique type collision.

○ Le climat HP-BT (ou série franciscaine). Le gradient géothermique est faible : la pression augmente sans élévation otable de la température. Les schistes bleus se forment souvent dans ce contexte qui n'aboutit jamais à l'anatexie. Ce climat s'observe souvent dans les contextes de subduction.

Il faut donc comprendre qu'une roche évoluera différemment selon le climat métamorphique. Par exemple, un basalte deviendra successivement schiste vert puis amphibolite, puis granulite en climat MP-MT mais deviendra schiste bleu puis éclogite en climat HP-BT.

Il est à noter qu'aucun des 3 gradients ne coïncide avec le géotherme moyen d'une lithosphère stabe (GLs) ce qui signifie que ces gradients ne sont pas apparus dans les conditions de lithosphère stable mais dans différents contextes géodynamiques.

Fig.11  -  Source : Cours C.Nicollet

  En réalisant des datations isotopiques sur des roches métamorphiques, on peut intégrer le temps sur les diagrammes P-T. On réalise alors des "chemins" pression-température-temps traduisant de façon visuelle l'évolution des séries métamorphiques dans les orogenèses.

Dans la figure ci-contre, 3 chemins P,T,t sont présentés :

En 1, on observe une évolution rapide vers les hautes pressions et basses températures (ex : éclogites) suivi par une retour sans réchauffement : on peut supposer que les unités profondes ont été exhumées rapidement.

En 2, on assiste à un début d'évolution semblable mais un retour par des conditions de plus fortes températures indiquant un réchauffement. Ceci n'est possible que si les roches ont pu se rééquilibrer thermiquement, ce qui suppose une remontée lente.

En 3, on observe une évolution de la température conduisant à une anatexie.

Fig.12  -  Source : Pomerol - "Eléménts de géologie"

GLs : géotherme moyen à l'intérieur de la lithosphère stable

-  Quelques exemples de trajets P-T-t produits dans différents contextes géodynamiques  -

Fig.13 et 14  -  Source : Cours C.Nicollet

  Voir animation "Les trajectoire Pression-Température-Temps"

Modèle simplifié de l'évolution thermique et mécanique d'une chaîne de montagnes résultats de la collision de 2 continents initialement séparés par un océan.

1 et 2 : Roches au sommet de la croûte continentale chevauchée lors d'une collision continent-continent et remontant à des vitesses variables (avec ici v1 > v2)

3 : Roche à la base de cette même croûte

4 : Roche magmatique (basique) mise en place et refroidissant à la base d'une croûte continentale en extension ou sous un arc insulaire. Un nouvel évènement orogénique est nécessaire pour ramener les roches 3 et 4 à la surface.

5 : Gabbro mis en place et refroidissant dans la croûte océanique.

6 : Epaississement acompagné d'intrusions magmatiques.

Les portions en trait plein de ces trajets sont les seules susceptibles d'être préservées par les paragenèses des roches. En conséquence, les portions préservées des trajets 3 et 4 permettent difficilement de faire la distinction entre les deux.

"Au cours de l'enfouissement, les roches chevauchées s'enfoncent rapidement : la pression augmente régulièrement en fonction de la profondeur. Par contre, à cause de leur mauvaise conductivité thermique, les roches se réchauffent lentement. Ainsi, dans le diagramme P-T, elles suivent des trajets proches de l'axe des P.

Le géotherme (pointillés jaunes) se déplace vers vers les basses températures (t0).

Lorsque la convergence ralentit puis s'arrête, les roches se réchauffent alors qu'elles commencent à remonter (P diminue alors que T augmente encore) : le géotherme évolue vers de plus haites températures (t1, t2 puis t3) et dépasse GLs (géotherme de la lithosphère stable).

Lorsque la remontée s'accentue, P et T diminue ensemble.

Fig.15  -  Source : Cours C.Nicollet

Dans une région affectée par un métamorphisme régionale, la stratification planaire initiale (notée S0) est rarement préservée. On assiste à une ré-orientation des grains suivant des plans parallèles (notés S1), perpendiculaires à la direction de compression des contraintes tectoniques. Cette réorientation est d'autant plus forte que les grains sont fins.

Cela donne lieu à un feuilletage plus ou moins serré selon lequel la roche peut se débiter en lames plus ou moins épaisses et régulières.

La schistosité se développe lorsque la déformation a dépassé un certain seuil et les plans de schistosité sont alors aprallèles au plan d'aplatissement.

Source : dictionnaire de géologie (Foucault-Raoult)

Source : http://davidsandra.pagesperso-orange.fr

Source : ulaval - Bourque

Source : http://classes.geology.illinois.edu

Evolution de la forme d'un minéral et de la schistosité lors d'un cisaillement senestre

Grenat hélicitique syn-dunamique

Fig.16  -  Cours MasterPro - Université de Bourgogne

- Gneiss -

Lits clairs : quartz et feldspaths

Lits sombres : micas, amphiboles

Aspect : folié

- Migmatite -

Leucosome : partie granitoïdique

Mélanosome : partie gneissique

Aspect : folié

- Granulite -

Pauvre en minéraux hydratés

Rarement foliée

Min. argileux

Micas

Silicates d'alumine

Cordiérite  -  Grenats

Schiste,

Cornéenne

Micaschiste

Gneiss

Granulite

Grès

Grauwacke

Granite

Rhyolite

SiO₂  -  Al₂O₃

NaO₂  -  K₂O

Phyllites

Grenats

Quartz  -  Feldspaths

Quartzite

Gneiss

Calcaire

Dolomie

Calcite  -  Dolomite

Epidote  -  Grenats Ca

Diopside  -  Feldspaths Ca

Marbre

Cipolin

Calcschiste

Marbre

Cipolin

Marne

Grauwacke

Basalte - Gabbro

Andésite - Diorite

Epidote  -  Amphiboles

Pyroxènes  -  Olivine

Schiste

Amphibolite

Pyroxénite 

Eclogite

Reprenons l'exemple d'un contexte d'enfouissement puis de remontée de roches :

♦ Au cours du trajet prograde (augmentation de température mais surtout de pression), la minéralogie des roches est modifiée. Se produisent notamment des réactions de déshydratation du type :

H  =  A  +  V   où H est une ensemble de minéraux hydratés, A des minéraux anhydres et V la phase vapeur (H₂O)

L'eau libérée par la roche, de moindre densité, remonte vers la surface.

♦ Au cours du métamorphisme rétrograde, lorsque la température diminue, de telles réactions peuvent être franchies en sens inverse mais l'eau nécessaire n'est plus disponible : les associations minérales de plus hautes températures persistent.

Ainsi, chaque roche rencontrée à la surface indique le plus souvent les conditions P-T maximales atteintes lors du métamorphisme prograde.

Fig.15  -  Source : Cours C.Nicollet