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MÉTAMORPHISME ET
ROCHES MÉTAMORPHIQUES
Par Ludovic Thebault, AGIS et JJ Chevallier
La Terre est une planète géologiquement active. Très peu de terrains sont restés intacts depuis leur formation. Ils subissent l'influence des phénomènes géologiques ultérieurs à leur mise en place. Lors de cette remobilisation les roches vont êtres déformées, enfouies, transformées.
C'est le métamorphisme.
LE MÉTAMORPHISME
Il a lieu en profondeur, dans les entrailles de la Terre. N'importe quelle roche peut être métamorphisée. Ce peut être une roche sédimentaire, magmatique ou même une roche métamorphique déjà existante. Selon la nature de la roche de départ on distingue :
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le para-métamorphisme : c'est une roche sédimentaire qui est métamorphisée
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l'ortho-métamorphisme : c'est une roche magmatique qui est métamorphisée
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le poly-métamorphisme : c'est une roche métamorphique qui est métamorphisée
Le domaine du métamorphisme est borné par deux limites :
La diagenèse pour les basses températures : ensemble des processus transformant un dépôt sédimentaire en roche sédimentaire (compaction, dissolution, lithification).
L'anatexie* pour les hautes températures : ensemble des processus par lesquels les roches métamorphiques subissent une fusion partielle.
* Anatexie : en géologie, fusion de roches produisant un magma granitique.
PRINCIPE GENERAL
Plus on s'enfonce sous terre, plus la température ambiante augmente.
En moyenne l'augmentation est de 3°C tous les 100 mètres, c'est le gradient géothermique moyen.
De même la pression augmente avec la profondeur.
Si à la surface une température de 1000°C suffit à la fusion de la plupart des roches, en profondeur, cette valeur sera bien plus importante. En effet la pression va s'opposer à la fusion.
Quand une roche s'enfonce, elle subit d'abord les phénomènes de la diagenèse, puis au fur et à mesure que la température et la pression augmentent, des réarrangements ioniques viennent perturber la structure de certains minéraux. Il y a alors métamorphisme.
Le métamorphisme correspond à l'intervalle existant entre la diagenèse des sédiments (faible température et faible pression) et la fusion des roches (par anatexie). La transition entre diagenèse et métamorphisme est appelée anchimétamorphisme.
Ainsi le métamorphisme ne concerne que des roches solides. Malgré les transformations minéralogiques et structurales que subit la roche, celle-ci reste toujours à l'état solide.
Des apports de liquide extérieur peuvent toutefois avoir lieu, entraînant la modification de la composition chimique de la roche par métasomatose.
MÉTASOMATOSE
Etymologie : du grec « méta » = au-delà de, dans le sens d’une succession de transformation et « somâ » = corps.
La métasomatose comprend l'ensemble des phénomènes qui modifient la composition chimique des roches relativement aux constituants non volatils.
“constituants non volatils” = éléments qui ne partent pas sous forme de gaz (Si, Ca, Fe…)
Ces phénomènes aboutissent au remplacement, partiel ou total, d'une roche par une autre, accompagné dans certains cas de la conservation des textures initiales et, dans d'autres, de l'apparition de textures nouvelles (métasomatoses conservatrices ou destructrices).
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texture conservée (forme visible identique → pseudomorphose)
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texture détruite (aspect complètement différent)
Notions importantes en pétrographie
Les transformations métasomatiques impliquent un mouvement de matière sur des distances souvent considérables, ce qui n'est possible qu'en présence d'une phase fluide ou de solutions.
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Transport d’éléments chimiques
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“phase fluide” = eau chaude, fluides hydrothermaux
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➜ idée clé : les fluides permettent le transport chimique
En effet, les diffusions dans le solide, à travers les cristaux, n'ont aucune efficacité dans les processus géologiques de ce type car elles sont beaucoup trop lentes, les coefficients de diffusion correspondants étant trop faibles (D = 10-10 à 10-19 cm2/s).
Depuis l'origine de la pétrographie, certains tiennent la métasomatose pour un processus fondamental de la genèse des roches métamorphiques, en particulier des gneiss et des migmatites (métasomatose régionale). La tendance actuelle, à la suite de la découverte des lois de la métasomatose par D. S. Korjinskii et de nombreuses études pétrologiques sur le terrain et au laboratoire, est de considérer que le métamorphisme régional est avant tout isochimique pour les constituants non volatils et que la métasomatose peut jouer un rôle important, mais local, surtout manifeste dans les processus endogènes hydrothermaux responsables de la formation de nombreux gisements métallifères et de l'altération non supergène des roches.
On tend aujourd'hui à interpréter les spilites comme le résultat de la transformation de basaltes ou d'andésites par un phénomène métasomatique, la spilitisation, produit par des circulations hydrothermales.
Modalités de la métasomatose
Les modalités de la métasomatose sont diverses. On peut distinguer deux cas limites.
Dans le premier cas, les constituants chimiques de la roche métasomatique sont entièrement empruntés aux roches encaissantes. Ce phénomène s'observe très localement, dans les lentilles et veines de ségrégation qui relèvent plutôt des processus de « différenciation métamorphique », mais surtout au contact de deux roches à minéralogie incompatible dans certaines conditions physiques : par exemple, formation des skarns dits « de réaction », entre un marbre et un granite, roches caractérisées par une suite de bandes à tendance mono- ou bi-minérale à wollastonite, à grenat, à diopside ; réaction entre un niveau de carbonate de manganèse et un banc de quartzite adjacent, engendrant des skarns rubanés à rhodonite, spessartine, tephroïte... Au cours de ces phénomènes, les potentiels chimiques des constituants de la zone de réaction ne peuvent s'élever à des valeurs supérieures à celles qu'ils ont dans l'une ou l'autre des roches encaissantes.
Dans le second cas, certains constituants des roches métasomatiques n'existent pas dans les roches encaissantes, ou, s'ils existent, ils sont en telle abondance et à de telles concentrations dans les minéraux qu'il n'est pas possible d'expliquer leur présence par simple réaction entre des milieux incompatibles. Il est alors manifeste que ces éléments d'origine plus ou moins lointaine ont été apportés (métasomatose avec apport) : par exemple, apport de fer dans des skarns à hedenbergite ou dans certains amas de sidérite spathique remplaçant des marbres ; apport de magnésium dans des amas de magnésite remplaçant des calcaires ; apport de silice dans les gisements de talc remplaçant les marbres ; apport de soufre et de métaux variés dans les remplacements de roches diverses par les minerais sulfurés ; apport de tungstène, d'étain, de lithium, de béryllium dans les skarns, les greisen et diverses altérations hydrothermales de roches préexistantes.
Métasomatose avec percolation et avec diffusion
Crédits : Encyclopædia Universalis France
Variation de la concentration C de certains constituants dans le fluide d'imprégnation en fonction de la distance x le long d'une colonne métasomatique (d'après D. Korjinskii).
a) Métasomatose avec percolation. La roche percolée mais non encore remplacée est représentée par la zone III qui renferme les minéraux quartz (Q = SiO2), muscovite (Mu = KAl3Si3O10 (OH) 2) et orthose (Or = KAlSi3O8) en équilibre avec la phase aqueuse. À température et pression fixées, cette roche forme un système invariant à quatre constituants SiO2, Al2O3, K2O, H2O où le nombre des phases est maximal. La zone 0 représente la source où les solutions affluentes, constamment renouvelées, sont sursaturées en SiO2 et très sous-saturées en Al2O3 et K2O, relativement aux minéraux de la zone III. La percolation provoque la dissolution de l'orthose au contact de III, puis, plus près de la source, de la muscovite. Ces deux phénomènes se produisent aux « fronts de remplacement » séparant les zones où la concentration des constituants intéressés subit une variation brutale se traduisant sur les courbes par une « marche d'escalier ». Entre ces limites, la composition de la solution et celle de la roche restent constantes, ce qui traduit l'équilibre entre la roche et la solution. Les trois constituants non volatils SiO2, Al2O3 et K2O sont dits « inertes » dans la zone III, où leur potentiel chimique dépend de leur teneur dans la roche. Dans la zone II, les constituants inertes ne sont plus que deux : SiO2 et Al2O3, car le potentiel chimique de K2O est imposé par la solution percolante, et non pas par la teneur initiale de ce constituant dans la roche métasomatique. K2O est dit « parfaitement mobile » et sa teneur, dans la zone II, dépend à la fois de la teneur en Al2O3 et de la concentration en K2O de la solution. Ainsi, en passant de la zone III à la zone II, la dissolution de l'orthose s'accompagne du passage de K2O à l'état de constituant parfaitement mobile, de telle sorte que le système, en perdant une phase, gagne un degré de liberté supplémentaire (µK2O). Le passage de la zone II à la zone I est marqué par la dissolution de la muscovite avec passage de Al2O3 à l'état de constituant parfaitement mobile. En I, on arrive ainsi à une zone monominérale de quartz qui ne renferme plus qu'un constituant inerte : SiO2. À la source même, le quartz est dissous, SiO2 devenant à son tour parfaitement mobile (zone 0).
b) Métasomatose avec diffusion. La diffusion des constituants SiO2, Al2O3 et K2O se produit entre la zone 0, représentant une fissure remplie par une solution de concentration constante, et la zone III, imprégnée par une solution intergranulaire immobile. La principale différence avec la figure précédente porte sur la variation progressive de la concentration de la solution interstitielle, pour certains constituants, dans les zones II et I. Les dissolutions se produisent aux points anguleux de la courbe, qui correspondent aux limites de zones avec changement dans la nature de l'assemblage minéral (et non pas seulement des compositions des phases associées).
LES DIFFÉRENTS TYPES DE MÉTAMORPHISME
On distingue 3 types de métamorphismes :
Le métamorphisme d'impact :
Il se forme lors de l'impact d'une météorite.
On y retrouve une forme de silice de très haute pression, la coésite, ainsi que des phases vitreuses montrant une fusion.
Les roches sont métamorphisées au contact d'un granite intrusif (ou discordant). C'est principalement la température qui intervient ici, il y a peu de déformations liées à la pression. L'intrusion du magma, en poussant les terrains déjà en place, peut toutefois induire une schistosité. Il n'y a souvent qu'un réarrangement minéralogique sans échange avec d'autres corps que la roche originelle (métamorphisme isochimique).
Le métamorphisme de contact :
C'est la chaleur du magma qui est responsable de la transformation des roches qui l'entourent. La zone métamorphisée est réduite et dessine une auréole de métamorphisme autour du magma refroidi.
Exemple : Le granite de flamanville : on y observe des schistes sédimentaires, puis des schistes tachetés (apparition de cordiérite), des schistes noduleux et micacés (il y a perte de la structure orienté de la roche et apparition d'andalousite), et puis des cornéennes (pas d'orientation préférentielle des micas et de l'andalousite) au contact du granite.
Le métamorphisme régional :
Il correspond à des zones métamorphisées de plus de 10 km.
On peut y observer une succession de terrains de plus en plus métamorphisés de même qu'une schistosité de plus en plus poussée. Cela peut aboutir à un début de fusion (Migmatite) voire même à une fusion complète de la roche (Anatectite). Le granite obtenu est alors concordant (il n'y a pas de limite franche avec l'encaissant).
La principale cause de ce type de métamorphisme est d'origine tectonique. C'est pourquoi les minéraux de ces roches métamorphiques sont souvent aplatis et orientés le long des plans de foliation.
Ce type de métamorphisme se caractérise par des transformation d'une roche originelle par apport d'éléments chimiques lié à la circulation de fluides. Il concerne essentiellement la lithosphère océanique. En effet, dès sa mise en place au niveau de la dorsale, la croûte subit de profondes transformations par un hydrothermalisme de haute température qui bouleverse les associations minérales initiales par hydratation et échanges d'ions en réponse à la circulation active de l'eau de mer dans ces roches très fracturées. Les phénomènes essentiels sont le passage dans le faciès amphibolites puis schistes verts des gabbros et la serpentinisation des roches mantelliques jusqu'à des profondeurs importantes (probablement plusieurs kilomètres).
Il en résulte une modification chimique globale importante de la lithosphère océanique : augmentation globale de la teneur en eau par cristallisation des minéraux hydroxylés (amphiboles, chlorite) et augmentation de la teneur globale en Na, K, et Si.
PRESSIONS
L'augmentation de pression peut avoir 3 différentes origines :
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lithostatique [Pl] : elle est due au poids des roches accumulées par subsidence sédimentaire, par subduction ou par chevauchement et charriage. 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. Elle entraîne une compaction et la diagenèse. La pression lithostatique des sédiments (2, 5 kilos pour une colonne de 10 m sur 1cm2) ainsi que des phénomènes tectoniques permet l'enfoncement des roches dans la croûte.
-
hydrostatique [Pf] : C'est la pression la pression exercée au sein des pores des roches par les fluides. Elle dépend de la présence de CO2, H2Oqui peuvent être présents dans les interstices et libérés lors de réactions chimiques de déshydratation ou de décarboxylation. La Pf 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.
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contrainte tectonique [Ct] : Ce sont les pressions exercées sur les roches par l'action des forces tectoniques, elles sont liées aux chevauchements et aux processus orogéniques. Elles sont donc anisotropes car elles ne sont pas homogènes dans toutes les directions de l'espace : elles sont orientées et engendrent des déformations et l'apparition de nouvelles structures à différentes échelles.
TEMPERATURE
La température est fonction de la profondeur ou est en liaison avec la proximité d'une chambre magmatique. On sait que l'énergie thermique provient du flux de chaleur de la planète, généré essentiellement par la désintégration d'éléments radioactifs (U, Th, K) très présents dans la croûte continentale : on considère que la température est de l'ordre de 800°C à la base de cette enveloppe.
Le gradient géothermique est dit "normal" (30°C / km) dans la croûte continentale, élevé (50°C / km) dans les zones tectoniquement actives et faible (aux alentours de 6°C / km) dans les anciens boucliers continentaux.
En principe, le domaine de métamorphisme s'étend en température de 50°/100°C à 650/700°C
COMPOSITION CHIMIQUE
Au cours du métamorphisme, la composition chimique peut :
-
rester inchangée (à l'exception des teneurs en H2O et CO2) : il s'agit donc de transformations isochimiques qui ont lieu en "système fermé (métamorphisme isochimique).
exemple :
NaAlSi3O8 (albite) ----> NaAlSi2O6 (jadéite) + SiO2 (quartz)
-
être sensiblement modifiées par apport d'éléments chimiques (Si, Al, Na, K, etc.) : ce sont donc des transformations allochimiques
exemple :
3 CaMg(CO3)2 (dolomite) + 4 SiO2 (quartz) + H2O ----> Mg3Si4O10(OH)2 (talc) + 3 CaCO3 (calcite) + 3 CO2
Dans ce dernier cas, les fluides jouent un grand rôle : apport d'eau et départ de dioxyde de carbone. c'est souvent le cas dans le cadre de conditions de P et T peu élevées. Dans le métamorphisme prograde, l'eau est chassée des assemblages minéralogiques et des fluides minéralisés sont ainsi extraits des roches.
TEMPS
Le temps : c'est un facteur important car il faut que les conditions physico-chimiques soient modifiées durablement pour que les transformations minéralogiques et structurales aient le temps de se produire.
La plupart des minéraux sont métastables, c'est à dire qu'ils se maintiennent sans modifications sensibles en dehors de leur domaine de formation : c'est cette propriété qui permet d'observer à l'affleurement des paragenèses (*) d'origine profonde. Les réactions de formation des minéraux sont réversibles mais les réactions rétrogrades ne se produisent pas ou à des vitesses extrêmement faibles. La vitesse d'exhumation est donc un facteur essentiel de conservation des assemblages métamorphiques.
(*) Paragenèse : association de minéraux qui sont, ensemble, stables dans certaines conditions pression-température et qui caractérise le chimisme général de la roche.
FACTEURS DÉCLENCHANTS
Le métamorphisme n'est pas uniforme dans une roche, certaines zones peuvent ne pas le subir (elles permettent d'ailleurs de servir de témoins). En effet les minéraux restent en équilibre métastable tout au long du métamorphisme et seules les zones où il y a eu déstabilisation se sont transformées. Pour des métamorphismes faibles, de basse température, une déformation suffit à la déstabilisation, pour un métamorphisme de haute température les roches ne sont conservées dans leur état d'origine que s'il n'y a pas de fluides.
LES ROCHES METAMORPHIQUES
STRUCTURE DES ROCHES METAMORPHIQUES
Les roches métamorphiques subissent souvent des déformations. Ces contraintes entraînent l'apparition de structures particulières dans la roche. On peut en distinguer 3 types qui se succèdent avec l'intensité du métamorphisme :
Une stratification qui est issue des phénomènes de sédimentation. Elle est perpendiculaire aux forces en jeu (pression lithostatique). Elle concerne le débit de la roche.
Une schistosité où la roche se débite en feuillets de même composition minéralogique. Cette disposition apparaît à partir de 5 km de profondeur. Elle peut apparaître lors de la diagenèse (pression lithostatique) mais elle est souvent à relier aux contraintes tectoniques. Le plus souvent la schistosité est perpendiculaire ou oblique aux forces en jeu.
Une foliation où certains minéraux de la roche se transforment. Les nouveaux minéraux qui apparaissent s'aplatissent et s'orientent selon la direction de la schistosité. Ils peuvent se regrouper sous forme de lit. Le front de foliation serait situé vers 10 Km de profondeur. (Micaschistes, gneiss).
Au cours du métamorphisme, une même roche subit des modifications minéralogiques. Certains minéraux apparaissent, d'autres disparaissent. Or les minéraux n'apparaissent que dans certaines conditions de températures et de pressions, ce que l'on appelle leur domaine de stabilité. Pour éviter des erreurs d'interprétations en n'étudiant qu'un seul minéral, on a défini des paragenèses. En fait on observe non pas un minéral, mais une association de minéral, ou paragenèse.
LES SÉRIES MÉTAMORPHIQUES
Au niveau du métamorphisme régional il est souvent possible de voir les différentes étapes de transformation des roches. Ces étapes sont caractérisées par la formation de certains minéraux dont la nature dépend de la roche de départ. Ainsi certaines roches sont caractéristiques d'une série métamorphique (d'après Pomerol):
CLASSIFICATION DES MÉTAMORPHISMES
On ne peut pas à proprement parler trouver une classification simple de roches métamorphiques. Il s'agit plutôt de trouver ses conditions de formation.
LES ISOGRADES
Ce sont des zones qui définissent un degré d'intensité dans le métamorphisme. Elles sont caractérisées par l'apparition successive de certains minéraux. Par exemple dans la succession chlorite, biotite, staurolite, disthène et sillimanite une zone où apparaît la biotite et la chlorite sera moins métamorphisée qu'une zone où apparaît aussi le staurolite.
LES ZONES DE MÉTAMORPHISME
Elles permettent d'établir une classification en fonction de l'intensité du métamorphisme ramenée à la profondeur :
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L'anchizone : C'est la zone intermédiaire entre diagenèse et métamorphisme.
L'épizone : Elle correspond au métamorphisme de basse pression et de température faible (300 à 500°C). On y trouve de nombreux minéraux hydroxylés. -
La mésozone : Elle caractérise un métamorphisme moyen, avec apparition de biotite, muscovite, staurotide, amphiboles et disthène.
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La catazone : Elle correspond à un métamorphisme intense. Température et pression y sont élevées mais il y a peu de contraintes. Les minéraux que l'on y trouve sont la sillimanite, l'andalousite, les grenats et les pyroxènes ainsi que des plagioclases.
LES FACIÈS MÉTAMORPHIQUES
Cette classification s'intéresse à l'ensemble des minéraux et non plus qu'aux minéraux alumineux. Un faciès est un regroupement de minéraux possédant des conditions de formations voisines et qui caractérisent plus ou moins la composition de la roche.
Ces faciès permettent de caractériser facilement une roche métamorphique et ainsi de déterminer ses conditions de formation. Ils n'impliquent pas forcément la présence du minéral pris en référence dans cette classification.
Les climats métamorphiques
Ils concernent la succession des étapes d'un métamorphisme. Selon son origine un métamorphisme ne va pas évoluer de la même façon.
On peut considérer plusieurs climats métamorphiques. Ils sont définis selon :
-
un métamorphisme de basse pression et haute température (Type Abukuma) :
Il est caractérisé par le passage Andalousite/Sillimanite et la fréquence de la cordiérite. Il correspond à un gradient géothermique important (10°C /100m).
Ce climat concerne le métamorphisme de contact ou celui qui a lieu dans les zones de friction. -
un métamorphisme de pression et température moyennes (Type Barrowien) :
Il est caractérisé par le passage Disthène/Sillimanite et la fréquence du grenat. Il correspond à un gradient géothermique normal (3°C /100m). (
Ce climat concerne le métamorphisme localisé dans les orogènes de collision. -
un métamorphisme de haute pression : Caractérisé par la présence de schistes bleus, il correspond à un gradient faible (1°C /100m).
Ce climat concerne le métamorphisme d'enfouissement, de subduction, ou d'obduction.
GRADIENT GÉOTHERMIQUE ET TYPES DE MÉTAMORPHISME
Par JJ Chevallier
Le gradient géothermique se défini comme étant la variation de la température en fonction de la profondeur ou de la pression et se calcule suivant la formule :
Gradient = [T° à un niveau inférieur – T° au niveau 0 (surface)] / Profondeur ; il s'exprime en degré C par 100 m ou par Km.
Il varie en fonction de la proximité du manteau. Généralement la température à 10 Km est comprise entre 250 et 300°C soit un gradient compris entre 2,5 et 3°C par 100mètres avec des variations dépendant de la constitution profonde des roches de la croûte. Par exemple dans les régions stables comme les boucliers continentaux le gradient varie entre 1,5 et 2°C par 100 mètres alors que dans des régions instables comme les zones de subduction on aura un gradient qui peut atteindre 6°C par 100 m.
Les trois types de gradient :
-gradient Franciscain (F), <2° C/100 m, métamorphisme de BT-HP. celui des faciès de schistes bleus et d'éclogites. Régions d’enfouissement, subduction ou obduction.
-gradient Dalradien (D), compris entre 3 et 3,5° C/100m, métamorphisme de MT-MP. Régions stables.
-gradient Abukuma (A), de valeur importante, 5 à 6° C/100m, métamorphisme de BP-HP. Région à forte activité dynamique.
Le métamorphisme peut être prograde (croissant), rétrograde (décroissant), ceci ne concerne que la même phase de métamorphisme. Le rétrométamorphisme correspond à la transformation d'une roche métamorphique (par un métamorphisme ultérieur) dans un faciès minéral plus faible que celui de la roche de départ. (ex : une amphibolite donne une chlorite) Si on regarde l'évolution des ophiolites alpines ont peut voir différents stades de métamorphisme :
Mis à jour le 18 mai 2026