LE METAMORPHISME ET LES ROCHES METAMORPHIQUES

METAMORPHISME ET ROCHES METAMORPHIQUES Ralis par A.ROUISSA: Professeur Agrg de Sc. Nat. ENS-Marrakech.INTRODUCTION:

Lhistoire de la plante Terre est conditionne, depuis sa gense, par son volution thermique. Cest cette nergie thermique qui fait fonctionner la machine terre. Cependant, pour nous renseigner sur la situation thermique de la lithosphre diffrents moments de son histoire, il nous faut trouver des traceurs qui ont enregistr des instabilits thermiques et qui sont capables de nous informer sur certaines tapes de cette volution thermique. Les roches mtamorphiques reprsentent de tels tmoins.I- NOTIONS DE METAMORPHISME ET DE FACTEURS METAMORPHIQUES:

1-Dfinitiondu mtamorphisme: Le mtamorphisme est lensemble des transformations qui entranent des rarrangements lchelle atomique des lments dune roche, conduisant une recristallisation ltat solide, sous leffet de la variation de la temprature, de la pression ou de la composition .

2- Les facteurs mtamorphiques:

a- La temprature (T): Quelle est la situation thermique de la lithosphre?

A lintrieur du globe terrestre, la T augmente avec la profondeur (P). Dans la partie suprieure de la crote continentale, T augmente de 3C tous les 100 mtres. Cette augmentation de T avec la profondeur peut tre reprsente par une courbe T=f(P), exprime en C/Km que lon appelle le gradient gothermique ou gotherme(fig.1). Celui-ci varie significativement dans lespace et dans le temps (t). L'augmentation de la temprature avec la profondeur ne suit pas partout le mme gradient gothermique.

NB: Le degr gothermique est lpaisseur verticale de terrain correspondant une augmentation de T de 1C. a1 La situation thermique de la lithosphre est, en effet, htrogne dans lespace: La figure.1 montre la rpartition des isothermes dans les principaux contextes godynamiques (rides mdio-ocaniques et zones de subduction qui constituent les frontires des plaques lithosphriques stables. *Au niveau de la ride mdio-ocanique: La ride mdio-ocanique se situe la verticale des branches ascendantes des cellules de convection du manteau. Cette monte du manteau chaud et le transfert de magmas basiques qui lui est associ engendrent un transfert de chaleur considrable vers la surface: les courbes isothermes y sont trs resserres. La T augmente rapidement avec la profondeur, il sagit dun gotherme lev (> 30C/km), trs proche de laxe des T. *A lintrieur des plaques stables: En sloignant de la ride, la lithosphre nouvellement forme se refroidit, les courbes isothermes sespacent et le gotherme scarte de laxe des T jusqu une valeur moyenne qui nvoluera pratiquement plus: gotherme moyen ou normal (15 30 C/km) de la lithosphre ocanique. Celui-ci est lgrement lev que le gotherme moyen de la lithosphre continentale.

*Dans les zones de subduction: La lithosphre ocanique froide senfonce dans le manteau chaud. Cependant, elle ne se rchauffe que lentement, car les roches ont une mauvaise conductivit thermique. En consquence, les isothermes vont senfoncer dans le manteau. Le gotherme (gradient trs faible (froid) < 15C/km) se rapproche de laxe des P et matrialise une augmentation faible de T en fonction de la profondeur.

Remarque: Ces chiffres ne sont valables que pour les premiers 10 30 km de l'corce terrestre. En profondeur (dans le manteau) les gradients deviennent partout plus faibles !

a2- La situation thermique de la lithosphre est htrogne dans le temps:

Les situations dj cites ne sont pas immuables, le fonctionnement de la ride peut sinterrompre: les isothermes sespaceront pour avoir une situation normale dune plaque stable. La subduction peut galement sarrter de fonctionner et les isothermes remonteront; ou la convergence peut se poursuivre jusquau stade de collision dont le rgime thermique sera diffrent: gotherme de collision. Dans les priodes les plus prcoces de lhistoire de notre plante, le rgime thermique tait significativement diffrent du rgime actuel. Les gothermes de la priode archenne (entre 3800 et 2500 Ma) taient plus chauds quils ne le sont lheure actuelle.

NB: Les anomalies du gradient gothermique conductif sexpliquent par: Injection des magmas,

Transfert vertical des units lithosphriques, et

Convection de leau en milieu poreux.

b-La pression (P): La pression au sens large correspond ltat des contraintes isotropes (pression lithostatique) et celui des contraintes anisotropes (effort tectonique qui cre la dformation).

b1- Pression lithostatique ou pression solide (Ps): Cest une force par unit de surface. : masse volumique ou densit

G: acclration de la pesanteur

Z; profondeur.

Cest une force qui sapplique par les matriaux rocheux surincombrants. b2- Pression hydrostatique(Ph): Ph est exerce par les masses deau surincombrante(systmes phratiques et au fond des ocans). La Ph joue un rle important, par exemple dans laltration et le mtamorphisme des basaltes ocaniques (proches des dorsales et dans les fosses ocaniques).

La situation des fluides dans une roche: Les fluides (H2O,CO2) occupent des situations diffrentes au sein dune roche( les fluides libres, les fluides adsorbs).

Pression des fluides (Pf): -Dans les domaines superficiels: Leau interstitielle est en communication avec leau phratique par lintermdiaire de fissures plus ou moins verticales, dans ce cas Pf est infrieure Ps.

-Dans les domaines profonds, isols de la surface: La permabilit est trs faible (pas de communication entre les fluides et la surface): Pf= Ps.

- Pression partielle des fluides (Ppf) et fugacit (f): Dans le cas dune phase fluide mixte:H2O, CO2, CH4, SH2, Cl, F, O2, N2, etc, la pression partielle dune espce donne est:

Le paramtre thermodynamique pertinent pour dcrire la Ppf dans un mlange est la fugacit ou la pression partielle effective. La fugacit dO2 par exemple correspond des Pp trs faibles (10-10 10-20): paramtre capital dans ltude des systmes contenant du Fer car elle contrle le degr doxydation Fe2+ /Fe3+ de cet lment. b3- Pression tectonique: Elle est responsable de la dformation des roches mtamorphiques.

c- La composition du systme mtamorphique: Les systmes mtamorphiques sont souvent considrs comme ferms: ils ne changent pas de composition au cours du mtamorphisme. Ils doivent pourtant tre considrs comme ouverts, spcialement la circulation des fluides qui transportent des lments en solution, dans ce cas lvolution des systmes est mtasomatique, ce qui est trs rare.II- TEXTURES ET NOMENCLATURE DES ROCHES METAMORPHIQUES:

1- Les principales textures des roches mtamorphiques: (Fig. 3, 4, 5 et 6) On distingue:

Textures granoblastiques.

Textures blastomylonitiques.

Textures lpidoblastiques( de lepidos: caille).

Textures nmatoblastiques( de nematos: aiguille).

NB: Lassociation dans une roche de niveaux riches en minraux phylliteux ou aciculaires, et de niveaux riches en quartz et feldspaths: textures mixtes, grano-lpidoblastiques et grano-nmatoblastiques. Texture symplectique (ou symplectitique).

Remarques:

*Le terme porphyroblastique dsigne toute texture caractrise par de grands cristaux (porphyroblastes) gnralement post-cinmatiques.

*Le terme porphyroclastes dcrit la prsence de cristaux ant-cinmatiques dforms et de grande taille ( porphyroclastes).

1- Nomenclature des roches mtamorphiques:

La nomenclature des roches mtamorphiques est base sur:

a- Nature du protolithe:

*Si la roche initiale (protolithe) est encore reconnaissable il est commode de lui associer le prfixe mta, exemple: mtabasalte, mtagranite, mtagabbro, mtaplite,

*Dans le cas o le protolithe nest pas trs bien identifi, mais si son origine(igne ou sdimentaire) est bien reconnue, les prfixes ortho ou para sont souvent utiliss, exemples: orthogneiss(granite mtamorphis), paragneiss(mtaplite ou mtagrauwacke).

b- Structure des roches mtamorphiques:

Dans ce cas la nomenclature est fonde sur la prsence ou labsence de S1 (schistosit).

Les roches non schisteuses: Ce sont les roches texture granoblastiques isotropes, telles que les cornennes (granofels). Les roches schisteuses: exemples, les schistes, gneiss,

c- La composition minralogique: Exemples: cornenne pidote, micaschiste staurotide et disthne, gneiss sillimanite et grenat,

III- LES TRANSFORMATIONS METAMORPHIQUES:

1- Types de transformations et interprtation thermodynamique:

Les rarrangements lchelle atomique ou ionique des constituants dune roche au cours du mtamorphisme rpondent une ncessit thermodynamique qui est la minimisation de lnergie totale emmagasine par le systme (nergie mobilise par les surfaces intergranulaies + nergie de dislocation lie la dformation+ nergie lectrostatique de liaison entre les atomes, ou nergie libre ou enthalpie). Pour des ractions nimpliquant que des phases solides (cas des roches mtamorphiques), la variation dnergie totale dune raction =G (variation de lenthalpie libre G) est une combinaison de trois termes:

G =G produits G ractants = H S. T + P.V

Avec:

* H: H produits H ractants; H (variation de lenthalpie) reprsente la chaleur de raction ou la quantit dnergie libre par le systme au cours de son volution. * V: V produits V ractants, V reprsente la variation de volume, associe la raction; le volume est trs sensible la pression (couple ( P, V); laugmentation de P entrane une tendance la densification. Exemple: lalbite nest plus stable haute pression et est remplace par un pyroxne sodique, jadite, minral plus dense. * S: S produits S ractants; S (variation de lentropie S) reprsente la variation de ltat dordre/dsordre; lordre est fondamentalement contrl par la temprature (couple S, T). Un systme est dautant plus stable que son enthalpie libre est plus faible => une transformation minralogique se fera dans le sens dune diminution de lenthalpie libre G du systme. 1-1- Les ractions mtamorphiques(fig.7, 8 et 9 )Le mtamorphisme peut tre dcel sur le terrain par lobservation de couronnes ractionnelles; elles traduisent le fait quune association minralogique (une paragense) est devenue instable et a t remplace partiellement par une nouvelle association minralogique, en liaison avec un changement des conditions denvironnement.

Ces ractions mtamorphiquesse manifestent selon trois modalits:

a- Les transformations polymorphiques: (fig. 8 )

Ce sont des transformations topochimiques: Phase A = Phase B

Exemple: SiO2: Quartz, Quartz, Tridymite, Cristobalite, Cosite et stishovite. b- Ractions minralogiques entre deux ou plusieurs phases minrales: Ce sont des transformations topochimiques. Phase A +Phase B = Phase C

Phase A +Phase B = Phase C + Phase D

Phase A +Phase B + Phase C = Phase D

Phase A +Phase B + Phase C = Phase D + Phase E, etc.

Exemple: Plagioclase + Pyroxne ( Hornblende

c- Transformation mtasomatique: Changement de la composition du systme.

Phase A + X = Phase B ou bien Phase A + X = Phase B + Y1-2- Interprtation thermodynamique:

Lorsquune roche de surface, froide, senfonce dans le globe chaud, un change de chaleur Q a lieu. Dans cette roche, Q et T augmentent et par voie de consquence le rapport Q/T, qui mesure la variation dentropie(S) entre S de la roche chaude et celle de la roche froide, est positif. Si la variation dentropie est positive, cest que S de la roche chaude est plus grande que celle de la roche froide. En consquence, lorsquune roche est porte haute temprature, son entropie augmente et les minraux de basses tempratures, faible entropie, sont remplacs par des minraux de hautes tempratures entropie leve. 2- Les transformations mtamorphiques sont gnralement associes des dformations:

Dans les roches mtamorphiques, les transformations minralogiques sont gnralement associes des gomtries particulires, des dformations. Attention, toutes les roches dformes ne sont pas toutes mtamorphiques et des roches mtamorphiques peuvent ne prsenter que peu ou pas de dformation.

Ltude des roches mtamorphiques montre que: Quand la roche est trs dforme, la raction mtamorphique est complte; quand la roche nest pas dforme, la raction mtamorphique est incomplte. Quelle est la relation entre la transformation et la dformation ?

Pour rpondre cette problmatique, nous allons tudier lapproche cintique des ractions mtamorphiques.

3- Lapproche cintique des ractions mtamorphiques:

Nous devons donc examiner sous un angle cintique les transformations mtamorphiques et envisager les questions suivantes: comment une transformation sest-elle produite ? Et en combien de temps ? a- les tapes dune raction chimique en phase solide:

Une raction chimique en phase solide comprend quatre tapes principales:1-Dissolution

des ractants2-Transport

des ions3- Nuclation4- Croissance

des produits

Toute raction impose

Une dissolution des

Ractants; cela ne veut

pas dire obligatoirement

Un fluide, il sagit dune

Rupture de liaisons

Chimiques, permettant

Une libration dions.Sur des distances

trs faibles (dans

les fractures, la priphrie dun

minral.Etape au cours

de laquelle de petits amas molculaires sagglomrent et

bauchent le rseau cristallin futur.A partir dun

nuclus (taille dunnucleus: ~ 10nm),

dveloppement

dun produit observable => fabrication de nouveaux minraux.

Quelle est ltape la plus lente ? Question trs importante, car cest le processus le plus lent qui dtermine la cintique du processus global.

Actuellement, on pense que, dans les roches mtamorphiques:

la dissolution est un phnomne rapide. La croissance des produits est un phnomne rapide.

La nuclation, processus complexe, elle se droulerait dans les fractures, les joints,; dans ces conditions, ce ne serait pas le processus le plus lent.

Finalement, le transport, qui dans un milieu solide se fait par diffusion (rgi par des lois de la diffusion ou lois de Fick), serait ltape la plus lente, limitant la vitesse globale des transformations mtamorphiques. b-Les processus naturels susceptibles dacclrer la diffusion: Il sagit en particulier des deux processus suivants: La circulation des fluides, car la convection est toujours plus rapide que la diffusion.

La dformation ductile: un changement de la forme dun minral implique un dplacement des atomes les uns par rapport aux autres, et donc une diffusion lintrieur du cristal.

Cette relation dformation-diffusion est capitale, parce quelle nous permet de comprendre la relation tectonique-mtamorphisme observe sur le terrain:

Zones peu dformes: cintique faible ( ractions incompltes (prsence des ractants mtastables et des produits). Zones trs dformes: cintique leve ( ractions compltes.Dans une zone o les cristaux sont dforms, la diffusion est beaucoup plus forte que dans une zone o les cristaux ne sont pas dforms.

Remarque:

Lanalyse compare des traces de la dformation des roches mtamorphiques et des pisodes cristallogntiques dont elles rsultent nous permet de distinguer les cas suivants:

Recristallisations postrieures un pisode de dformation ou dformation antcristalline.

Cristallisations antrieures un pisode de dformation ou dformation post-cristalline (cristaux eux-mmes dforms).

Recristallisations synchrones dun pisode de dformation ou dformation synmtamorphe. IV- EVALUATION DES CONDITIONS DU METAMORPHISME:

1- Minraux index et isogrades de mtamorphisme:

On appelle isogrades de mtamorphisme les surfaces dgale intensit mtamorphique caractrises par lapparition ou la disparition de minraux caractristiques appels minraux index, on parlera alors de lisograde de la chlorite, de lisograde de la sillimanite,.; le volume de terrain compris entre deux isogrades est une zone de mtamorphisme.

2- Les facis mtamorphiques: (fig.11) (Eskola en 1915, Turner et Verhoogen en 1960, Winkler en 1965). Les diagrammes permettant dvaluer les conditions thermodynamiques du mtamorphisme de faon qualitative; lespace P, T est subdivis en un certain nombre de cases dont chacune reprsente un facis mtamorphique; chaque facis regroupe toutes les roches mtamorphiques, ou plutt tous les assemblages minralogiques, qui correspondent approximativement aux mmes conditions P, T de cristallisation; quelle que soit leur composition chimique. Exemples: Facis des Schistes verts, facis des Schistes bleus, facis des amphibolites,

Lintrt de ltude des facis mtamorphiques rside dans la possibilit de caractriser immdiatement, en lame mince, les conditions du mtamorphisme pour un large ventail de composition.facisminral typiqueroches "sensibles"limit vers le haut par :

zolithezolithes basalte, tufs, r. basiquespidote, amphibole

schiste bleuglaucophane + pidote + actinoter. basique ! (basalte, marne)omphacite (pyx) + grenat

clogitiqueomphacite (pyx) + grenat jadite, cosite,(diamant)r. basiquer. granitiqueaucune ! (polymorphes -uph)

schiste vertpidote, actinote, micas, chloritodeargilites, schistes, r. basiquesstaurotide, pyroxnes

amphibolitiquestaurotide + hornblende ("gerbes") + grenat + ...plites, marnes, r.basiquesdisparition des micas !

granulitiquegrenat + k-fsp sans micas !plites, granitesfusion

mt. de contactgrenat, diopside, amphiboles, marnes, calcaires impurs, plites

Guide de terrain pour la dtermination des facis mtamorphiques. 3- Les grades ou degrs de mtamorphisme: Lvaluation de lintensit du mtamorphisme est base sur quelques ractions cls qui dlimitent des champs dintensit croissante du mtamorphisme: trs faible degr, faible degr, degr moyen et degr lev.

V- METAMORPHISME ET GEODYNAMIQUE:

Les principaux facteurs qui contrlent les recristallisations mtamorphiques sont Pet T.

Lvolution de ces paramtres au cours du temps, au sein dune mme unit lithosphrique, est directement lie la dynamique du globe terrestre. La dualit entre mtamorphisme de contact et mtamorphisme rgional permet denvisager les processus de recristallisation sous deux angles: thermique et dynamothermique.

V-1- Le mtamorphisme de contact:

Lintrusion magmatique porte une certaine quantit de chaleur qui diffuse dans lencaissant plus froid et dtermine la formation dune aurole de mtamorphisme de contact: mtamorphisme de contact ou mtamorphisme daurole.

1- La diffusion de chaleur dans lencaissant:

La temprature qui rgne en un point quelconque de lensemble intrusion-encaissant dpend des paramtres suivants:

Dimension et temprature initiale de lintrusion. Temprature initiale de lencaissant (gradient gothermique local).

Distance par rapport au cur de lintrusion.

Conductivit thermique des roches.

Temps coul depuis la mise en place du corps intrusif. 2- Les ractions mtasomatiques au contact dune intrusion: Les SKARNS. La zone de contact granite-encaissant, caractrise par un gradient de T et gradient de potentiel chimique, est le sige dune forte mobilit des fluides (H2O, CO2, etc.): fluides associs lintrusion ou rsultant de la dshydratation ou de la dcarbonatation de lencaissant. Ces fluides haute T migrent vers les zones basse nergie en transportant des soluts qui peuvent prcipiter une certaine distance du contact. Les auroles sont souvent le sige de ractions en systme ouvert ou ractions mtasomatiques: Mtasomatose par diffusion: Les ractions se ralisent courte distance et aboutissent une rquilibration des potentiels.

Mtasomatose par percolation: Les ractions sont lorigine des minralisations (Tungstne, etc).

V-2- Le mtamorphisme rgional:

Le mtamorphisme rgionalna pas de cause directement observable. Il se dveloppe sur de vastes surfaces (plusieurs centaines plusieurs milliers de Km2). Le mtamorphisme rgional correspond le plus gnralement des recristallisations dynamiques sous contraintes anisotropes. Il est polyphas. Toutes ces caractristiques soulignent une troite liaison entre le mtamorphisme rgional et lvolution orognique.1- Notion de gradient de mtamorphisme(Fig.13):

a- Les gradients progrades: On distingue trois principaux types (mise en vidence par Miyashiro en 1961): (fig.14 ) Le gradient franciscain: Cest un gradient HP-BT (Schistes glaucophane-Lawsonite et clogites). Ce gradient, dfini dans la rgion de San-Francisco en Californie, sur le rivage de locan pacifique, est largement reprsent dans les sries mtamorphiques des chanes alpines.

Le gradient dalradien(synonyme de gradient barrowien): Cest un gradient de P intermdiaire qui a t dcrit dans les sries ocaldoniennes dEcosse. Il est fond sur des assemblages mtaplitiques. Ce mtamorphisme est caractris par la transition disthne-sillimanite. Il est trs caractristique des chanes hercyniennes. Le gradient Riocke-Abukuma: Cest un gradient de basse pression et haute temprature (BP-HT), proche des gradients thermiques du mtamorphisme de contact. Il est dfinit au Japan, dans des chanes dAbukuma et Riocke, partir de protolithes mafiques et mtaplitiques, il est caractris par la transition andalousite-sillimanite. Ces localits types correspondent des chanes rcentes (Crtac suprieur). Les gradients BP sont galement bien reprsents dans les chanes hercyniennes.

b-Les gradients rtrogrades: (fig.14 ) Dans la plus part des cas, lvolution dans le temps de P et T est caractrise par une baisse de P, souvent accompagne dune baisse de T; cest pourquoi cette volution est dfinie comme un gradient rtrograde. Elle permet de prciser les modalits de refroidissement et dexhumation des units mtamorphiques.

On distingue une branche de mtamorphisme prograde et rtrograde (par rapport Tmax ) Les paramtres qui nous intressent particulirement sont :

pmax, la pression maximale atteinte,

Tmax, la Temprature maximale atteinte, la trajectoire exacte sur un tel diagramme, et le temps gologique -> un boucle entire : p-T-t (pression - Temprature - temps) 2- Gradients progrades, fusion partielle et migmatisation:

Les gradients Abukuma et Dalradien franchissent gnralement la courbe de fusion des granites hydrats. Dans ces conditions de HT (T>650C) des liquides de composition granitique sont produits par fusion partielle des mtaplites. Ces processus conduisent la formation des migmatites, roches composites constitues par lintime association entre produits et rsidus de la fusion partielle.

3- Interprtation godynamique des gradients de mtamorphisme: Les gradients progrades et rtrogrades traduisent lhistoire dynamothermique des sries mtamorphiques, c'est--dire lvolution dans le temps des conditions P et T. Cette volution est troitement lie aux variations de charge qui traduisent les mcanismes denfouissement (P croissante): volution prograde, ou dexhumation (P dcroissante): volution rtrograde. Les variations de T ne sinterprtent pas aussi facilement: les roches tant de mauvais conducteurs, la diffusion de chaleur y est trs lente par rapport aux vitesses de dplacement impliques par des phnomnes orogniques; les units gologiques sont donc caractrises par une forte inertie thermique; leurs dplacements ont pour consquence la dformation des isothermes tablis en rgime strictement conductif dans les zones stables. Ladvection de magmas et de fluides hydrothermaux, ainsi que la friction, sont galement susceptibles de perturber le rgime thermique des sries en cours de mtamorphisme.

V-3- Le mtamorphisme dans les zones dextension: Cas de la recristallisation de la crote ocanique au voisinage des dorsales.

Les domaines situs au voisinage des dorsales ocaniques actives sont caractriss par un flux thermique lev et par des dformations en extension.

La permabilit est grande dans les basaltes et dans les dykes, fortement fracturs, elle est faible dans les gabbros. Leau de mer circule de faon convective dans ces domaines; elle sinfiltre jusqu des profondeurs de 6Km environ; atteignant des T qui dpassent 350C, elle change des cations avec les roches, se charge en soluts et rejoint le rservoir ocanique au niveau des fumeurs, sources thermiques de haute T observes au voisinage des dorsales. Ce processus de circulation convective a pour rsultat des recristallisations en systme ouvert dans les principales units de la crote ocanique; basaltes, dykes et gabbros. Ces derniers (gabbros) sont le sige de recristallisations htrognes de BP (P