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MÉTAMORPHISME

Les roches métamorphiques résultent de la transformation à l’état solide des roches sédimentaires, des roches magmatiques et de roches métamorphiques plus anciennes, lorsque celles-ci sont portées dans des conditions physiques et chimiques nouvelles. Les facteurs du métamorphisme sont essentiellement la température (T) et la pression (P), laquelle est, en première approximation, directement corrélable à la profondeur. L’ensemble de ces processus affectant la minéralogie et, souvent, la texture des roches initiales définit le métamorphisme.

Les transformations se produisant à basse température, comme la diagenèse des sédiments, l’altération superficielle (exogène) des roches, certaines transformations mécaniques (formation de mylonites froides), certaines altérations d’origine hydrothermale ou fumerollienne n’entrent pas dans le domaine du métamorphisme, et, relativement à l’intensité du phénomène, elles en constituent la limite inférieure. On peut situer cette limite aux environs de 250 ⁰C. La limite supérieure du métamorphisme serait alors atteinte avec la fusion totale des roches, qui se produit à des températures et à des pressions beaucoup plus élevées. Cependant, bien avant que ne soit atteinte cette limite supérieure, les roches métamorphiques subissent une anatexie différentielle , qui se traduit par la fusion partielle de certaines roches, fusion s’effectuant à des températures variables, qui dépendent, en particulier, de la composition chimique initiale des matériaux. La fusion partielle des roches pélitiques, qui constituent une large part de la croûte continentale, débute aux environs de 650 ⁰C et aboutit à la formation in situ d’un magma de composition granitique mélangé à une trame de roches métamorphiques. La roche ainsi formée est appelée une migmatite. Si les roches sont anhydres, la fusion partielle se réalise à des températures plus élevées qui peuvent être supérieures à 1 000 ⁰C.

En se fondant sur des considérations géographiques, on distingue diverses sortes de métamorphismes.

Le métamorphisme régional affecte de grandes épaisseurs de terrains (séries ou complexes métamorphiques) et possède une vaste extension géographique. À partir d’une certaine profondeur, variable suivant les régions, tous les terrains ont subi l’action du métamorphisme régional. Celui-ci coïncide souvent avec les domaines orogéniques, et les parties profondes des chaînes plissées sont métamorphiques. Les roches métamorphiques montrent alors généralement des traces évidentes de déformations tectoniques (tectonites). Dans ce cas, la recristallisation métamorphique est qualifiée de dynamique . D’une part, la déformation est hétérogène et localisée dans des zones privilégiées. Entre ces domaines déformés, dans les zones préservées, la recristallisation est statique . Les processus de la recristallisation sont différents dans les deux cas, de telle sorte qu’on aura juxtaposition de domaines témoignant de conditions pression-température variables. Cela est bien évidemment très intéressant pour caractériser l’évolution thermique de la région considérée. D’autre part, si le métamorphisme suit un épisode de déformation, la recristallisation sera statique: les roches subiront un recuit . Le métamorphisme d’enfouissement se développe à la base d’une série sédimentaire ou volcano-sédimentaire épaisse et subsidente. Des conditions métamorphiques de bas degré se réalisent, de manière statique, sans déformation et plissement. Plus facilement qu’ailleurs, on observe dans ce cas un passage très progressif entre le domaine de la diagenèse des sédiments et le domaine proprement métamorphique.

Le métamorphisme de contact est au contraire localisé à la périphérie des intrusions magmatiques où il provoque, dans les terrains encaissants, la formation d’« auréoles de contact»; il se manifeste aussi dans les enclaves (xénolithes) de ces intrusions. Déterminé essentiellement par l’échauffement des terrains au contact des magmas, il est aussi appelé «métamorphisme thermal».

Le métamorphisme hydrothermal est produit par l’action de fluides très chauds percolant les terrains, généralement issus des magmas granitiques lors de leur cristallisation. Souvent associé au métamorphisme de contact (skarns, greisens), c’est aussi un métamorphisme localisé.

Signalons également le métamorphisme des fonds océaniques développé dans les dorsales médio-océaniques, au niveau des failles transformantes où les gabbros sont souvent métamorphisés en amphibolite et même en granulite dans les zones de cisaillement.

Le dynamo-métamorphisme (ou métamorphisme cataclastique ) se localise dans des zones étroites des failles et la base des nappes de charriages où la déformation est très intense: il produit des mylonites .

Enfin, le métamorphisme de choc ou d’impact est conservé exceptionnellement dans quelques «cratères» provoqués par la chute de très grosses météorites à la surface du globe. En France, on peut signaler le site de Rochechouart (Haute-Vienne). S’il est, fort heureusement, rare à l’heure actuelle, le métamorphisme de choc a joué un rôle important (sur l’origine de la croûte terrestre primitive) à l’Archéen, pendant la période de l’intense bombardement météorique qui a conclu l’accrétion du système solaire (3,9 milliards d’années). Ce métamorphisme implique des pressions et des températures considérables au cours d’un événement très bref (quelques fractions de seconde). Il s’accompagne de la fusion des roches et produit des polymorphes de hautes pressions normalement connus dans les profondeurs du manteau de la Terre.

En considérant les conditions chimiques suivant lesquelles se sont opérées les transformations métamorphiques, on oppose deux processus.

Dans le métamorphisme isochimique , les roches conservent leur composition initiale, à l’exception toutefois de certains constituants fluides (eau: H²O; dioxyde de carbone: CO²) dont la teneur peut être modifiée. Le métamorphisme isochimique est assez général parmi les roches métamorphiques. En effet, les variations initiales de composition chimique de banc à banc sont souvent conservées lors du métamorphisme.

Le métamorphisme allochimique ou métasomatique est au contraire accompagné d’un changement de la composition chimique des roches avec apport et départ de matière (métasomatose). On a cru que la métasomatose jouait un grand rôle dans le métamorphisme régional (feldspathisation, migmatisation, basification, par exemple). En réalité, le métamorphisme métasomatique a d’ordinaire une extension limitée, par exemple au cours du métamorphisme hydrothermal périgranitique, lors de la formation des spilites (spilitisation des basaltes).

On parle d’évolution prograde lorsque les paramètres température (T) et pression (P) augmentent au cours d’un épisode métamorphique et d’évolution rétrograde dans le cas inverse. Lorsque ces paramètres n’évoluent pas dans le même sens, il faut préciser prograde (ou rétrograde) en T ou en P. Au cours de l’évolution prograde, les processus de la recristallisation sont généralement plus rapides que la variation des conditions de la cristallisation. Cela est lié, entre autres faits, à ce que les réactions métamorphiques sont souvent des réactions de déshydratation (ou, pour être plus rigoureux, puisque l’eau n’est pas le seul fluide pouvant intervenir, de dévolatilisation). Ainsi, les associations minérales des roches sont constamment réajustées. À la fin de l’évolution prograde, l’association minérale à l’équilibre (appelée paragenèse ) témoigne des conditions optimales et ne conserve pas ou peu d’indices de l’évolution progressive depuis les conditions de basses températures et basses pressions (B.T.-B.P.) vers les hautes températures et hautes pressions (H.T.-H.P.). Au cours de l’évolution rétrograde, lorsque l’échantillon est ramené vers la surface, les processus de la recristallisation sont plus lents que les variations de la pression et de la température. En conséquence, les roches métamorphiques conservent généralement le témoignage des conditions optimales qu’elles ont atteintes. On peut observer localement la superposition d’assemblages en déséquilibre qui montrent que les réactions rétrogrades ont débuté mais n’ont pu se réaliser complètement. En fait, de l’eau est nécessaire pour la réalisation de ces réactions qui sont des réactions d’hydratation. Aussi, le métamorphisme rétrograde est significatif dans les zones peu métamorphiques perméables ou le long de fissures et limites lithologiques le long desquelles circulent les fluides. Cependant, les nouveaux minéraux hydratés ont des volumes beaucoup plus importants que les minéraux précédents. Les fissures sont rapidement colmatées, interdisant la circulation de fluides et, de ce fait, la rétromorphose qui reste localisée. En résumé, les roches métamorphiques sont les témoins des conditions optimales du métamorphisme. Elles contiennent parfois des indices des évolutions progrades ou rétrogrades. Le travail du pétrologue est de déchiffrer ces témoins afin de connaître l’évolution thermo-mécanique de la région étudiée. Si, au cours d’un même épisode de métamorphisme, on est conduit à distinguer plusieurs phases dans l’évolution du phénomène, le métamorphisme peut être appelé polyphasé . Cette notion ne doit pas être confondue avec celle de polymétamorphisme . Le métamorphisme peut en effet s’exercer sur des roches qui n’avaient jamais été métamorphiques antérieurement ou, au contraire, sur des roches métamorphiques plus anciennes que l’épisode de métamorphisme considéré. Seul ce dernier cas correspond au polymétamorphisme, phénomène fréquent lors du métamorphisme régional, car les séries lithostratigraphiques affectées renferment généralement des socles formés en partie d’anciennes roches métamorphiques.

1. Facteurs du métamorphisme

Considérons le métamorphisme sous l’angle des seules transformations minéralogiques.

L’hypothèse de l’équilibre chimique et la règle des phases

L’étude concrète des roches métamorphiques montre que beaucoup d’entre elles se sont comportées, lors du métamorphisme, comme des systèmes où l’équilibre chimique tendait à être atteint, au moins à l’échelle des grains cristallins ou de leurs limites: c’est l’hypothèse de l’«équilibre chimique local», implicitement contenue dans les théories classiques du métamorphisme (F. Becke, P. Eskola) issues de la théorie des systèmes fermés, et étendue au cas des systèmes ouverts (hypothèse de l’«équilibre mosaïque» de D. S. Korjinskii). Le bien-fondé de cette hypothèse peut être testé de diverses façons; ainsi la distribution des divers constituants chimiques entre les minéraux typomorphes de la roche suit une loi régulière (fig. 1) qui ne dépend que de la composition chimique globale, si les mêmes conditions extérieures sont imposées aux roches (encore que la méthode puisse être peu sensible aux variations de ces dernières). Dans ce cas, et pour des roches de composition chimique différente, la constance du coefficient de partage K^D entre les paires de minéraux à composition variable est un test d’équilibre chimique. De même, le nombre des minéraux typomorphes doit se conformer à celui que prévoit la règle des phases (ou règle de Gibbs; cf. infra ), compte tenu de certaines hypothèses sur les conditions extérieures et sur le nombre des constituants du système. Si l’équilibre chimique est la tendance dominante dans les roches métamorphiques, la nature de leurs associations minérales (ou paragenèse) et la composition des minéraux sont déterminées par la composition chimique globale du milieu et les conditions physiques au moment du métamorphisme.

Dans ces conditions, la relation de Gibbs peut être appliquée aux systèmes métamorphiques si la pression y est uniforme: V = c + p 漣 﨏, où V désigne la variance, c le nombre de constituants indépendants, p le nombre de paramètres physiques et 﨏 le nombre de phases. Dans les conditions du métamorphisme, on peut écrire V = v + v , où v représente le nombre de paramètres d’état imposés de l’extérieur (variance extérieure) et v le nombre de concentrations indépendantes dans les conditions extérieures imposées (variance intérieure). Dans le cas du métamorphisme isochimique (système fermé), p est égal à 2 (température et pression) et v à 2. Dans le cas général (V 閭 2), 﨏 est égal à c si v = 0, et 﨏 est inférieur à c si v 礪 0. Le premier cas est celui des systèmes dits de faible variance (V = 2), le second celui des systèmes dits de forte variance (V 礪 2): d’où la règle minéralogique des phases de Goldschmidt 﨏 諒 c . Le nombre maximal de phases à l’équilibre lorsque les conditions extérieures sont fixées arbitrairement est égal au nombre de constituants indépendants (y compris H²O, C², etc.). Une propriété des associations à faible variance est que la composition des minéraux à composition variable (m.c.v.) est fixée à P et T donnés, et ne peut être modifiée que par

une variation des conditions extérieures. Par contre, les compositions de ces mêmes minéraux dans les associations de forte variance dépendent en plus de la composition globale de la roche. Si les roches métamorphiques ont leur composition chimique modifiée (métasomatose), elles se comportent comme des systèmes ouverts à certains constituants, dits «parfaitement mobiles», et fermés à d’autres, dits «inertes». On pose c = m + i , où m est le nombre de constituants parfaitement mobiles, i est le nombre de constituants inertes, et v = 2 + m car les potentiels chimiques des m constituants parfaitement mobiles sont fixés de l’extérieur. La règle des phases devient alors 﨏 = i 漣 v , avec 﨏 = i si v = 0 et 﨏 麗 i si v 礪 0; d’où la règle de Korjinskii 﨏 諒 i . Dans ce cas, le nombre maximal de phases est égal au nombre des constituants inertes quand les paramètres physiques sont arbitrairement fixés. Cependant, dans certaines roches métamorphiques, les associations minérales sont «hors d’équilibre»: ainsi, le déséquilibre est fréquent dans le métamorphisme de contact (roches du faciès des sanidinites, auréoles externes de certaines intrusions de granitoïdes). Dans le métamorphisme régional, le déséquilibre est manifeste dans les domaines les moins transformés de la série métamorphique, où la température n’était pas suffisante pour que les réactions aient pu se poursuivre, ou même s’amorcer, dans tous les cas, et où l’influence des facteurs cinétiques est prépondérante (nature des matériaux réagissants notamment). C’est le cas de la partie la plus externe du domaine métamorphique (épizone), en particulier le cas du faciès des zéolites et du faciès prehnite-pumpellyite. Mais, dans les domaines plus internes de métamorphisme plus intense (jusque dans la mésozone), le déséquilibre existe souvent au voisinage des isogrades, où les réactions discontinues correspondantes restent incomplètes. Dans ces mêmes circonstances, l’équilibre tend à être partout réalisé dans la catazone, où la température était plus forte.

Les sources d’énergie

L’essentiel de l’énergie mise en jeu par le métamorphisme provient des sources extérieures. Si l’on considère le métamorphisme isochimique, ces sources sont principalement thermiques et mécaniques.

La «température» augmente avec la profondeur, et cette variation est matérialisée par le gradient géothermique (fig. 3). On définit deux types de gradients géothermiques «moyens» ou «normaux» au sein des plaques lithosphériques continentale et océanique. En fait, les études pétrologiques montrent (et c’est là tout leur intérêt!) l’existence de paléogradients très contrastés, qui balayent l’ensemble de l’espace P-T. Cette grande hétérogénéité de la distribution de la chaleur est liée à l’hétérogénéité des sources thermiques à tous les niveaux du globe (chaleur initiale, radioactivité particulièrement concentrée dans la croûte continentale, etc.) et au mode de transfert de cette chaleur par convection et/ou conduction, avec intervention ou non d’un fluide percolant ou d’injections magmatiques.

Quant à l’énergie mécanique, elle résulte généralement, pour le métamorphisme régional, de l’action des forces orogéniques engendrant des contraintes dans le bâti, combinée à la charge normale des sédiments (pression lithostatique). Lors de l’intrusion des masses magmatiques, des contraintes peuvent prendre naissance dans les roches encaissantes.

Comparons l’ordre de grandeur de ces diverses formes d’énergie: les énergies mécaniques lors de l’orogenèse et du métamorphisme régional sont de l’ordre de 10 p. 100 des énergies thermiques, et leur importance est très accessoire. La chaleur produite par les déformations orogéniques est négligeable par rapport aux autres sources de chaleur. Quant à l’énergie thermique, elle doit être décomposée en deux termes: la chaleur nécessaire au simple réchauffement des terrains par conduction et les chaleurs de réaction; ces deux termes sont du même ordre de grandeur (de 10 à 30 calories par gramme de roche).

Le rôle de la température et des variables de pression

Les variables thermodynamiques qui déterminent les conditions extérieures lors du métamorphisme isochimique sont la température et les variables de pression. Les données géologiques et expérimentales montrent le rôle important de la température. L’étude expérimentale des réactions métamorphiques a montré qu’aux pressions du métamorphisme les températures d’équilibre des réactions univariantes de déshydratation sont peu sensibles à l’influence de la pression (fig. 2). Pour diverses réactions couvrant le domaine du métamorphisme, ces températures varient entre 250 et 800 ⁰C. Mais ces valeurs sont une limite supérieure pour les réactions correspondantes effectives du métamorphisme, car, dans la nature, la pression du fluide est une variable indépendante dont la valeur peut être inférieure à celle de la pression solide (fig. 2), et la composition du fluide peut être complexe, ce qui contribue à abaisser la température d’équilibre. Cependant, d’autres réactions métamorphiques ne mettent en jeu que des phases solides; la connaissance expérimentale de leur courbe d’équilibre est d’un grand intérêt (fig. 3): dans la mesure où l’on peut situer, sur le diagramme P-T, la courbe pression-température caractéristique des diverses séries métamorphiques, les points d’intersection de ces courbes avec les courbes d’équilibre des réactions entre phases solides permettent d’estimer la température des réactions métamorphiques.

Les isotopes de l’oxygène ont été utilisés comme géothermomètres dans le métamorphisme ^{[cf. ISOTOPES]}. On détermine le coefficient de partage 見 de ¹⁸O et de ¹⁶O entre des paires de minéraux (oxydes, carbonates ou silicates), ce qui permet de connaître la température d’équilibre du dernier échange isotopique enregistré par les minéraux. À l’équilibre:

où R = [¹⁸O]/[¹⁶O] pour le minéral considéré. Les constantes d’équilibre K aux diverses températures sont connues expérimentalement pour certains minéraux.

À l’inverse de ce qui se passe dans les systèmes expérimentaux, la pression dans les roches métamorphiques ne peut être réduite à une seule variable. On doit distinguer plusieurs variables de pression. La pression lithostatique , ou pression de charge P^L, peut être assimilée à une pression isotrope déterminée par le poids de la colonne de terrain comprise entre la surface et la profondeur z au moment du métamorphisme (P^L = 福mgz , avec 福m = densité moyenne de la colonne, soit 2,7 g/cm³ pour les roches de l’écorce sialique). La pression solide moyenne P^S a pour expression:

moyenne des trois contraintes totales principales. Ainsi, dans le cas le plus général, la pression totale qui s’exerce sur un élément de roche en profondeur inclut à la fois la pression de charge et les contraintes totales engendrées par les efforts tectoniques. La différence P^L 漣 P^S définit la «surpression tectonique», qui représente, semble-t-il, une assez faible fraction de la pression totale (quelques centaines de bars), compte tenu de la plasticité des terrains pendant le métamorphisme. En première approximation on peut poser P^L = P^S. Cette conclusion montre le rôle limité de l’anisotropie des contraintes dans la réalisation des pressions très élevées qui ont été supportées par les roches des séries métamorphiques dites de haute pression. Certains pétrographes ont pensé que les contraintes avaient un rôle déterminant sur les conditions de stabilité des minéraux métamorphiques, certains de ces minéraux dits stress-minerals , comme le disthène, étant favorisés par les contraintes, à l’inverse des minéraux dits anti-stress, comme l’andalousite. Cette théorie est infirmée par les observations géologiques – le disthène peut cristalliser sur les parois des géodes qui correspondent, lors du métamorphisme, à des fissures de tension remplies par une phase fluide – et les résultats expérimentaux sur les conditions de stabilité du disthène et de l’andalousite, d’après lesquels le disthène est le polymorphe de haute pression et l’andalousite celui de basse pression (fig. 3). En revanche, les contraintes, même faibles, provoquent des déformations qui facilitaient certainement les réactions métamorphiques.

L’existence d’une phase fluide dans les roches au moment du métamorphisme est prouvée par de nombreuses observations: présence d’inclusions fluides primaires dans la plupart des minéraux, existence de fractures de tension synchrones du métamorphisme, mise en évidence d’isogrades de déshydratation jusque dans les domaines les plus intensément transformés (catazone du faciès des granulites). Les roches restaient poreuses, même aux plus grandes profondeurs accessibles, et le réseau de pores était occupé par un fluide qui tendait à s’équilibrer chimiquement avec les phases solides. Cependant, la porosité est suffisamment faible, à partir de quelques kilomètres de profondeur pour que l’on puisse considérer que P^F 力 P^S.

Le fluide présent dans les roches au moment du métamorphisme était essentiellement aqueux, hormis le cas des roches carbonatées; dans bien des cas, on peut se contenter de l’approximation:

Toutefois, dans les terrains du faciès des granulites, roches peu ou pas hydratées, les inclusions fluides se sont parfois révélées riches en C² (et dans une moindre mesure: CH⁴, ², ², etc.), ce qui ne signifie pas nécessairement que la pression partielle de ce constituant ait été forte dans le fluide. Dans ce cas, la P^F est égale à la somme des pressions partielles des différents fluides. Considérons le métamorphisme régional, en excluant cependant les terrains catazonaux: il se traduit généralement par la déshydratation progressive des terrains avec la profondeur; la valeur de P^H2O en tout point de la colonne de terrains n’était donc généralement pas fixée par la teneur initiale en eau des roches; l’eau tendait à s’échapper vers le haut, d’où une croissance progressive de P^F avec la profondeur. Cela prouve que les terrains étaient suffisamment perméables pendant la durée du métamorphisme, et l’existence de phénomènes de percolation relativement tardifs, à la périphérie de certains massifs granitoïdes, montre qu’ils le sont restés jusqu’à la fin. Près de la surface, la perméabilité est très grande, et les fluides des profondeurs communiquent librement avec l’extérieur; la pression de l’eau est telle que:

et correspond au poids de la colonne d’eau jusqu’à la surface. Mais, du fait des fortes pressions régnant en profondeur, la porosité et la perméabilité des terrains diminuent. Le domaine superficiel précédent est relayé en profondeur par un domaine où la perméabilité est encore assez grande pour que l’équilibre des pressions du fluide soit réalisé de proche en proche et où:

Du point de vue de l’équilibre, cette condition est réalisée dans un système osmotique, que l’on peut diviser en deux sous-systèmes, l’un comportant toutes les phases solides, l’autre renfermant seulement la phase fluide, séparés par une limite jouant le rôle d’une membrane seulement perméable au constituant eau. Le sous-système des phases solides est dit «ouvert à l’eau», H²O joue le rôle d’un constituant «parfaitement mobile»; P^H2O y est imposé par la pression du fluide dont la valeur est fixée de l’extérieur; c’est donc un facteur de l’équilibre. Le domaine dans lequel le comportement de l’eau s’explique par le modèle osmotique intéresse l’épizone et la mésozone. Dans ce domaine, le nombre maximal de phases solides en équilibre dans le cas général, pour des roches dans lesquelles P^F P^H2O, est égal au nombre des constituants indépendants autres que H²O. Les facteurs de l’équilibre sont alors T, P^S et P^H2O.

Cependant, à une plus grande profondeur, le comportement de l’eau n’est plus toujours conforme au modèle osmotique. Bien que les roches aient été encore poreuses, la perméabilité était suffisamment faible, dans certains cas, pour que le fluide ne puisse plus communiquer de proche en proche sur des distances appréciables. 見 tend rapidement vers 1, et les roches sont des systèmes fermés à l’eau, mais où ce constituant est présent en tant que phase, à une pression égale à P^S.

Au voisinage des intrusions granitiques dont le magma peut être riche en eau, celle-ci est libérée au moment de la cristallisation. Si ces intrusions sont suffisamment profondes, il en résulte une surpression temporaire dans les terrains encaissants (P^F 礪 P^S), qui est résorbée par l’ouverture de fissures et la percolation de l’auréole de contact. Dans les intrusions superficielles, le dégagement des fluides peut être très rapide et s’effectuer à faible pression.

Dans les roches carbonatées et certaines granulites, le fluide est enrichi en C² et la pression de l’eau diminuée d’autant (P^F = P^CO2 + P^H2O). Le comportement de C², lors du métamorphisme régional, est assez différent de celui de l’eau, car le domaine dans lequel C² pouvait diffuser suffisamment librement pour être assimilé à un constituant entièrement mobile paraît être plus restreint. Il n’est pas rare en effet que la pression de C² soit restée trop forte dans les bancs de marbre pour que les réactions de décarbonatation aient pu s’amorcer ou être complètes. Ce n’est qu’en présence de zones de circulation privilégiées, où C² était emporté, que les réactions de décarbonatation produisaient (formation de skarns). Dans le faciès granulite, le caractère anhydre des roches peut donc s’expliquer par une dilution de l’eau par le C², mais également par l’absence d’une phase fluide. En ce sens, l’anatexie joue un rôle prépondérant. En effet, l’eau libérée par les réactions de déshydratation est dissoute totalement par le liquide granitique lors de la fusion partielle des roches, laissant un résidu anhydre dans lequel le fluide est absent. Enfin, la pression d’oxygène, P^O2, dans la phase fluide, bien qu’excessivement faible, influait sur l’état d’oxydation du fer dans les minéraux et sur la nature des oxydes de fer présents dans les roches métamorphiques. Dans le métamorphisme régional, ² se comportait généralement comme un constituant inerte, ainsi qu’en témoignent les alternances de lits à magnétite et de lits à hématite dans certaines séries métamorphiques. La présence de graphite dans les roches de nature pélitique rendait le milieu réducteur. Cependant, l’action de fluides très oxydants a pu provoquer localement une élévation et une uniformisation de P^O2: il en est ainsi à la périphérie de certains massifs granitiques (skarns à andradite).

En conclusion, même dans le cas le plus simple du métamorphisme isochimique, on ne peut interpréter le métamorphisme à l’aide d’un seul modèle thermodynamique. Les facteurs principaux régissant les transformations minéralogiques sont essentiellement T, P^S et P^F. On distingue un domaine superficiel où P^F est à peu près égale à P^H2O et inférieure à P^S, un domaine médian où P^F est à peu près égale à P^H2O et à P^S. Dans le domaine profond (croûte inférieure), des situations où les fluides sont présents, avec P^F 力 P^H2O + P^CO2, ou sont absents, sont juxtaposées dans la mesure où ces domaines ne sont pas interconnectés.

2. Réactions métamorphiques

Les modifications minéralogiques, au cours du métamorphisme, sont produites par des réactions chimiques. En général, ces réactions tendent à ajuster la minéralogie de la roche à l’évolution des conditions extérieures. Les réactions qui provoquent l’apparition ou la disparition de phases nouvelles sont dites réactions discontinues . Si la pression et la température sont les seuls paramètres physiques considérés (cas des systèmes expérimentaux), ces réactions ( 﨏 = c + 1) sont caractérisées par une courbe d’équilibre univariante, en tout point de laquelle le degré d’avancement de la réaction passe de façon discontinue de 0 à 1. Si de telles réactions réversibles peuvent s’amorcer, elles se poursuivent avec une vitesse constante jusqu’à ce que l’un des minéraux réagissant soit épuisé. À pression donnée, ces réactions se produisent pour une valeur bien déterminée de la température (température d’équilibre); leur importance est grande, car elles servent à définir classiquement les isogrades (cf. infra ). Lorsque les réactions discontinues mettent en jeu des phases dont la composition est susceptible de varier, la température d’équilibre, à pression déterminée, n’est définie que pour une composition déterminée de ces phases. Sur les diagrammes de composition, à Pe et Te fixés, les réactions discontinues provoquent un changement de topologie avec création et disparition des joints délimitant les domaines d’équilibre (fig. 4). Les réactions continues sont celles pour lesquelles il n’apparaît pas de phases nouvelles, mais où il se produit une variation continue de la composition des phases en réponse aux variations des paramètres physiques (fig. 5). Comparées aux précédentes, ces réactions ( 﨏 諒 c ) sont au moins divariantes, et, à l’équilibre, le degré d’avancement est une fonction continue de P et de T, ce qui entraîne la disparition progressive des réactifs au profit des produits. Dans ce cas, les vitesses des réactions ne sont plus constantes. Dans cette catégorie entrent les «réactions d’échange» exprimant l’équilibre entre paires de minéraux à composition variable dans lesquels deux constituants peuvent se remplacer mutuellement. Ces réactions sont trivariantes avec 﨏 = c 漣 1, et on les écrit conventionnellement sous forme d’un équilibre mettant en jeu des pôles purs. Ainsi l’équilibre entre un grenat et une biotite, où les seuls cations échangeables sont Mg et Fe, s’écrira:

Dans le cas où l’on considère l’échange de deux constituants entre deux phases, l’équilibre est contrôlé par le coefficient de partage K^D, fonction de P et de T si la substitution suit les lois des solutions solides idéales. Dans l’exemple considéré, on aura:

où X^mg représente le paramètre Mg / Mg + Fe, facilement accessible par le dosage de ces constituants à la microsonde dans les phases Gr (grenat) et Bi (biotite) d’un échantillon de roche. La connaissance expérimentale des K^D à toutes les températures permet de «calibrer» un géothermomètre. Sur les diagrammes de composition, les réactions continues ne provoquent pas de modification de la topologie mais se traduisent par le déplacement progressif des domaines d’équilibre (équilibres dits glissants) quand les conditions extérieures varient (fig. 4).

En se référant aux données expérimentales, les réactions continues peuvent permettre une détermination de P et de T si l’on connaît les solutions solides dans les minéraux. Pour une réaction divariante, il suffit de disposer de deux phases à composition variable de la réaction. Par exemple, dans l’équilibre:

la connaissance de X^mgCo et X^mgGr fixe P et T. Pour une réaction trivariante, trois paramètres chimiques indépendants sont nécessaires. Les réactions continues s’expriment, parfois, par le développement d’une zonation dans les minéraux (grenat, amphiboles, pyroxènes, plagioclases), ce qui traduit d’ailleurs un déséquilibre local.

Les réactions discontinues naturelles ne mettant en jeu que les phases solides sont particulièrement intéressantes, car leur équilibre ne dépend que de la température et de la pression solide pour des compositions fixées des phases. On peut considérer en première approximation que, pour de telles réactions, les variations réactionnelles de volume V et d’entropie S sont constantes quand P^S et T varient: leurs courbes d’équilibre univariant sont des droites. Plusieurs de ces réactions, qui comportent aussi des transformations polymorphiques, ont été étudiées au laboratoire, et les courbes d’équilibre de certaines d’entre elles, intéressantes pour le géologue, sont reproduites sur la figure 3. Quand une phase fluide intervient dans la réaction, comme c’est le cas dans les réactions de déshydratation et de décarbonatation, la constance de V et de S en fonction de P et T ne peut plus être admise. Les courbes d’équilibre des réactions univariantes correspondantes présentent une courbure caractéristique, fortement accentuée à basse température. Aux températures élevées du métamorphisme, la courbe tend à se rapprocher d’une droite de forte pente, ce qui est en accord avec les propriétés du fluide à haute température, proches de celles d’un système condensé (fig. 2). Dans le cas des réactions naturelles, ces dernières réactions conduisent à des équilibres qui sont divariants si P^F P^S. Une constitution complexe du fluide accroît encore la variance.

Lors du métamorphisme prograde, les réactions discontinues sont essentiellement des réactions de déshydratation; ces réactions sont endothermiques; le métamorphisme rétrograde se manifeste généralement par des réactions d’hydratation, qui sont exothermiques (puisque ce sont les mêmes que précédemment, mais franchies en sens inverse).

3. Intensité du métamorphisme

Zones de métamorphisme et isogrades définis sur le terrain

Considérons le métamorphisme régional progressif qui a affecté d’immenses domaines de la croûte terrestre (chaînes plissées et boucliers). La cartographie géologique de ces terrains, fondée sur l’étude pétrographique, s’efforce de délimiter les entités géologiques qui leur sont propres à l’aide de contours représentant l’intersection de la surface topographique par une autre surface dont il existe deux types:

– les surfaces lithostratigraphiques, dont l’existence est seulement contrôlée par l’histoire antémétamorphique du domaine étudié (par exemple, le contour entre un orthogneiss acide dérivant d’un ancien massif rhyolitique et des paragneiss dérivant d’anciens schistes);

– les surfaces proprement métamorphiques, apparues au moment du métamorphisme progressif et marquant un changement dans l’intensité du métamorphisme. De telles surfaces, lieu d’égale intensité du métamorphisme, sont appelées isogrades . Les isogrades sont repérés par la première apparition sur le terrain, dans des roches de compositions déterminées, de certaines espèces minérales ou associations de minéraux, ou par une composition particulière de certains minéraux à composition variable. En pratique, on utilise surtout les minéraux ou associations produits par des réactions discontinues, faciles à identifier au microscope. Sur les cartes, les isogrades sont donc matérialisés par une ligne, et le domaine compris entre deux isogrades successifs constitue une zone de métamorphisme . La cartographie des terrains métamorphiques, par la mise en évidence de zones successives, a été réalisée pour la première fois par G. Barrow, en Écosse, en 1893. Au début du siècle, on reconnaissait dans cette région six zones successives de métamorphisme croissant, définies à l’aide d’isogrades correspondant à l’apparition dans les sédiments pélitiques (schistes) des minéraux indicateurs suivants: biotite, grenat, staurotide, disthène, sillimanite. La méthode oblige, en effet, à définir les isogrades dans des roches dont la composition chimique globale varie entre certaines limites: un tel ensemble de composition définit une séquence . Notons que si un isograde est souvent caractérisé par l’apparition d’un minéral (isograde +), il peut aussi l’être par sa disparition (isograde 漣). Un schéma très simplifié des zones de métamorphisme fut proposé en 1906 par U. Grubenmann, avec trois zones d’intensité croissante: épizone , mésozone , catazone . Cette terminologie est toujours en honneur, mais il est nécessaire de bien définir ces zones: en se référant à la séquence pélitique, l’isograde de la biotite sépare l’épizone de la mésozone; l’isograde sillimanite + feldspath potassique définit la limite entre mésozone et catazone. Il est parfois nécessaire de préciser la composition chimique des minéraux indicateurs: ainsi, l’isograde du grenat est souvent défini, dans la séquence pélitique, par un grenat renfermant moins de 10 p. 100 d’oxyde de manganèse, MnO, car les grenats plus manganésifères sont stables pour une intensité de métamorphisme plus faible. Si, dans la séquence choisie, la composition globale des roches est assez uniforme – ainsi dans les métapélites, X^mg varie ordinairement peu entre 0,40 et 0,55 –, on pourra définir des isogrades à l’aide de réactions continues. Un exemple contrasté de distribution des isogrades régionaux et des zones qu’ils délimitent est indiqué sur la figure 6.

La notion d’intensité de métamorphisme

Soit un domaine crustal passant progressivement de terrains non métamorphiques à des terrains affectés par le métamorphisme régional. L’accroissement du métamorphisme s’y exprime par une succession déterminée d’isogrades et de zones de métamorphisme. Imaginons deux coupes continues et parallèles A et B recoupant perpendiculairement ces zones. Si la distance D qui sépare les coupes n’est pas trop grande (quelques kilomètres), on peut admettre que, à l’intérieur du domaine délimité par ces coupes, l’accroissement du métamorphisme est sous la dépendance d’un facteur, que l’on peut appeler intensité de métamorphisme i ; les facteurs intensifs du métamorphisme (la température T, la pression solide P^S et la pression du fluide P^F) sont alors des fonctions de i : T = f (i ), P^S = g (i ) et P^F = h (i ). La condition pour qu’il en soit ainsi est que deux surfaces d’égale intensité de métamorphisme ¹ et ² restent sensiblement parallèles dans le domaine considéré (fig. 7). Ainsi les isogrades seront parallèles et les zones qu’ils délimitent conserveront une épaisseur sensiblement constante. Un tel domaine, où l’intensité de métamorphisme varie de façon uniforme, peut être appelé domaine homotype (fig. 7), car le type de métamorphisme (cf. infra ) y est défini. L’étude des séries métamorphiques conduit en outre à admettre l’existence d’une relation définie entre l’intensité du métamorphisme et la profondeur au moment du métamorphisme, si le domaine est homotype, et l’on peut poser: i = u (z ); les facteurs intensifs du métamorphisme sont alors des fonctions de la profondeur. Un domaine homotype est caractérisé par une courbe de position définie dans le plan i , z (aussi bien d’ailleurs que dans le plan T, z ) et une même intensité de métamorphisme y est partout atteinte à la même profondeur z (fig. 7). En somme, dans un certain domaine où la variation de i est exprimée par la succession, sur le terrain, de certaines zones de métamorphisme, il existait des gradients définis de T, de P^S et, éventuellement, de P^H2O au moment du métamorphisme. Une intensité de métamorphisme déterminée peut être représentée par un point dans un espace T, P^S et P^H2O (fig. 8). Tout point d’un tel espace appartenant à la surface d’équilibre divariante correspondant à une réaction discontinue représente un isograde. Le métamorphisme propre au domaine homotype considéré sera alors caractérisé par une courbe de position définie dans l’espace T, P^S, P^H2O (fig. 8).

Deux causes peuvent toutefois rendre inapplicable l’hypothèse précédente liant i à z :

– la succession normale de la série métamorphique est bouleversée par une tectonique postérieure au métamorphisme; ainsi le prétendu «métamorphisme inverse», caractérisé par une diminution de l’intensité du métamorphisme avec la profondeur, correspond à la superposition tectonique, par grands charriages, de terrains plus métamorphiques sur des terrains moins transformés. On citera pour exemples l’Himalaya et le charriage austro-alpin;

– il existe une intrusion magmatique susceptible de modifier localement les gradients de température et éventuellement de pression d’eau. Ces causes peuvent toujours être décelées par une investigation géologique.

Le faciès minéral

Si l’on peut admettre, avec les considérations précédentes sur les facteurs intensifs du métamorphisme, que l’équilibre chimique était réalisé dans les roches métamorphiques, on peut adopter la définition génétique suivante du faciès minéral: les roches formées ou recristallisées dans un certain domaine de température, de pression solide et de pression d’eau, domaine limité par la stabilité de certains minéraux de composition définie, appartiennent au même faciès minéral. Il résulte de cette définition que des roches appartenant à des séquences variées, et donc de composition chimique très différente, peuvent appartenir au même faciès minéral. En somme, un faciès minéral correspond à un certain intervalle d’intensité de métamorphisme. Dans le métamorphisme, les notions de zone de métamorphisme et de faciès minéral sont donc équivalentes.

La notion de faciès minéral introduite par P. Eskola est absolument générale et englobe toutes les roches endogènes. Elle comporte deux aspects: c’est un moyen de classification des roches métamorphiques à l’aide des faciès principaux dont chacun couvre un grand intervalle d’intensité de métamorphisme (cf. roches MÉTAMORPHIQUES); c’est surtout une méthode d’analyse inductive du métamorphisme qui permet de définir les faciès minéraux objectifs , ou subfaciès , d’un domaine homotypique, par l’étude systématique des associations minérales des diverses séquences confrontée avec la règle des phases aux diverses intensités du métamorphisme. Deux faciès distincts, comme deux zones, sont toujours séparés par au moins une réaction. S’il s’agit d’une réaction discontinue, les minéraux correspondant aux deux membres de la réaction sont les minéraux critiques des deux faciès ainsi définis. Dans chaque faciès minéral, les roches appartenant à un ensemble défini de compositions chimiques globales renferment les mêmes minéraux critiques. Dans un domaine homotype, la recherche des faciès minéraux objectifs permet de caractériser le métamorphisme par une suite définie de subfaciès . Ces suites sont à la base de la notion de «type de métamorphisme», et dans chaque domaine elles expriment la variation de l’intensité du métamorphisme. Si les facteurs de l’équilibre sont T, P^S et P^H2O, la notion de faciès minéral, transposée dans un espace T, P^S, P^H2O, correspond à un domaine trivariant, où le nombre maximal de minéraux à l’équilibre est égal, d’après la règle des phases, au nombre total des constituants indépendants diminué du seul constituant H²O: 﨏 諒 n 漣 1. Dans ces conditions, si une roche renferme une association avec ce nombre maximal de minéraux (association de faible variance), la composition chimique des phases à composition variable est une mesure de l’intensité du métamorphisme puisque ces compositions sont fixées avec des conditions extérieures fixées.

La notion de type de métamorphisme

L’exploration systématique d’un territoire suffisamment vaste par la méthode des faciès minéralogiques ou des zones de métamorphisme montre généralement que les suites de faciès ou de zones, définies dans chaque domaine homotype, ne sont pas comparables: la variation de l’intensité du métamorphisme n’est pas uniforme dans un tel ensemble. Sur la figure 7 c et d, la variation de l’intensité de métamorphisme n’est pas la même dans les deux coupes A et B suffisamment distantes, ce qui se traduit par la variation d’épaisseur de certaines zones, définies par les mêmes intensités i que sur la figure 7 a et b, et par le non-parallélisme des isogrades correspondants, qui peuvent même se recouper. On peut donc opposer aux domaines homotypes des domaines hétérotypes plus vastes. Les premiers sont caractérisés par une suite définie de faciès et donc par un type de métamorphisme défini, alors que, dans les seconds, la nature des suites de faciès et donc le type de métamorphisme varient. La notion de type de métamorphisme a été introduite par A. Myashiro (1961), qui a été amené à définir cinq types de métamorphisme principaux permettant de classer, à l’échelle du globe, les séries métamorphiques. Ces types principaux (ou gradients métamorphiques, cf. fig. 3) peuvent être ramenés à trois: le gradient de haute pression (H.P.), caractérisé par les faciès «schistes à glaucophane» et «éclogite», l’association jadéite + quartz, etc.; le gradient de pression intermédiaire (P.I.), caractérisé par l’association disthène-biotite dans la mésozone, et le gradient de haute température (H.T.)-basse pression (B.P.), caractérisé par la présence de l’andalousite. Ces gradients matérialisent les températures maximales atteintes par un nombre important de roches mises en place à des profondeurs variables. Cependant, il n’y a aucune raison pour que ces roches aient atteint ces conditions optimales au même moment. En d’autre terme, le gradient métamorphique n’a pas de réalité à un temps donné de l’évolution métamorphique et, de ce fait, ne peut en aucun cas être assimilé à un gradient géothermique qui, lui, est une courbe T = f (P) à un moment donné. On notera, sur la figure 3, que ces gradients métamorphiques témoignent de T qui ne coïncident jamais avec celles du gradient géothermique «moyen» (conditions thermiques à l’intérieur d’une plaque lithosphérique stable). Ainsi, ces gradients métamorphiques ont enregistré des situations thermiques anormales.

4. Métamorphisme et géodynamique

À toutes les profondeurs du globe terrestre et dans tous les contextes géodynamiques, les roches recristallisent à la suite de modifications de pression (P) et de température (T). Dans les cellules convectives du manteau, par exemple, la péridotite est portée à des profondeurs variables et montre des réactions métamorphiques spectaculaires. Malheureusement, de telles roches sont difficilement accessibles à la surface du globe. En fait, c’est à la faveur de mouvements verticaux, comme on peut en avoir dans les chaînes de montagnes, que les roches métamorphiques, formées en profondeur, peuvent être ramenées à la surface. De plus, c’est dans ces orogenèses que la situation thermique de la lithosphère est la plus perturbée. En conséquence, les chaînes de montagnes sont les sites privilégiés pour l’étude des roches métamorphiques.

Chronologie et métamorphisme

D’une manière générale, le gradient métamorphique est de plus en plus chaud lorsqu’on a affaire à des orogenèses de plus en plus anciennes. Ainsi, le métamorphisme est de haute pression-basse température (H.P.-B.T.) dans les zones de convergence actuelles où la croûte océanique s’enfonce sous la croûte continentale du pourtour de l’océan Pacifique. À l’affleurement, on peut recueillir des roches du faciès des «schistes à glaucophane» qui ont moins de 15 Ma. Le gradient de H.P.-B.T. est également bien représenté dans les chaînes de montagnes récentes telles que les Alpes. Les témoins de ce métamorphisme se font rares à l’ère primaire, et ils sont le plus souvent de températures légèrement supérieures, matérialisant un gradient de H.P.-H.T. (comme dans le Massif central). Ils deviennent exceptionnels au Précambrien (face=F0019 礪 590 Ma) et sont totalement absents à l’Archéen (face=F0019 礪 2 600 Ma). Dans les chaînes récentes, le métamorphisme de pression intermédiaire (P.I.) succède parfois au métamorphisme de H.P. Ce métamorphisme est la règle générale dans les chaînes primaires; il se fait rare au Précambrien et exceptionnel à l’Archéen. Le gradient de H.T.-B.P. succède parfois aux conditions de P.I. dans les chaînes primaires, et il est la règle générale à l’Archéen.

Évolution thermique d’une chaîne de montagnes

Pour essayer de comprendre cette chronologie des processus métamorphiques, modélisons, de manière simplifiée, l’évolution géodynamique d’une chaîne (fig. 9). L’histoire précoce d’une chaîne de montagnes résultant de la collision de deux continents, initialement séparés par un océan, débute dès l’ouverture de cet océan. Au stade précoce de cette ouverture (stade rift: fig. 9 a), le processus d’extension provoque un amincissement de la lithosphère continentale qui s’accompagne d’une remontée vers la surface de l’asthénosphère chaude. L’anomalie thermique importante qui en résulte provoque un resserrement des isothermes et peut être responsable d’un métamorphisme de H.T.-B.P. (fig. 9 a ) et de la mise en place de magmas basaltiques, d’origine mantellique, précurseurs de la croûte océanique, dans la croûte inférieure continentale amincie.

Ultérieurement, lors de la fermeture de l’océan, une zone de subduction va s’initier sous une des marges passives ou sous la lithosphère océanique elle-même (fig. 9 b). La lithosphère océanique froide s’enfonce rapidement (de plusieurs centimètres par an) dans le manteau. Compte tenu de la mauvaise conductivité des roches, celle-ci se réchauffe lentement, tandis que la pression augmente instantanément avec la profondeur. Cette lithosphère plongeante sera affectée d’un métamorphisme de faible gradient, de type H.P.-B.T. Les roches suivront des trajectoires P-T (t ), où t représente le temps relatif, comme celle qui est représentée sur la figure 9 b . Si certains de ces échantillons sont ramenés rapidement à la surface tandis que le processus se poursuit, ils suivront presque la même trajectoire en sens inverse: c’est ce qu’on peut observer sur le pourtour péripacifique.

Lorsque la lithosphère océanique est subductée en totalité (fig. 9 c), une portion de la croûte océanique de la marge chevauchante peut venir «obducter» la marge continentale. La semelle de cette nappe d’«ophiolites» peut être également le siège d’un métamorphisme de H.P.: c’est ce qu’on observe à la base de la nappe ophiolitique d’Oman. La trajectoire P-T (t ) parcourue par les roches d’une telle formation est sensiblement différente de celle de la figure 9 b . Lorsque la dernière portion de lithosphère océanique est enfouie, la croûte continentale, amincie sur sa marge, peut être entraînée à son tour dans la subduction (fig. 9 d). Cependant, de densité plus faible que la croûte océanique, la croûte continentale ne peut s’enfoncer indéfiniment dans le manteau. Le déplacement horizontal de la convergence n’est plus absorbé par le simple coulissage au niveau d’un grand cisaillement le long de la zone de subduction, mais par un épaississement vertical (et éventuellement une expulsion latérale). La déformation se répartit sur un volume considérable, ce qui freine le déplacement relatif des plaques. Il s’ensuit un ralentissement de la vitesse de plongement et, de ce fait, un réchauffement plus important des roches. En outre, ce réchauffement est renforcé par le redoublement de la croûte continentale qui concentre les éléments radioactifs, source de chaleur considérable. On assiste à une augmentation significative du gradient géothermique (fig. 9 d ) qui dépasse le gradient «moyen». Les conditions de l’anatexie peuvent être localement atteintes.

Il est nécessaire, pour bien comprendre l’évolution thermique de la chaîne à ce stade, de suivre les trajectoires, par exemple, de deux roches (notées 1 et 2 dans la figure 9) situées dans des unités structurales différentes. La roche 1 se localise dans la portion de croûte océanique qui, après avoir été entraînée dans la subduction, se trouve pincée dans le chevauchement intracontinental qui matérialise la suture. La roche 2 est située en surface de la croûte continentale chevauchée. La première roche, appartenant à la croûte océanique, a été subductée avant le début de la collision et a été transformée en éclogite de H.P.-B.T. Au début de la collision, lorsque la croûte continentale est sous-charriée sour la croûte océanique, cette dernière est ramenée vers la surface tandis que le gradient thermique évolue vers de plus hautes températures. La pression exercée sur l’éclogite diminue tandis que celle-ci se réchauffe (fig. 9 d ). Dans le même temps, l’échantillon de la croûte continentale chevauchée (sous-charriée) s’enfonce et se réchauffe dans les conditions du gradient métamorphique de P.I. Par le jeu des déplacements relatifs de part et d’autre du chevauchement, les deux échantillons peuvent être mis en contact: ils ont alors une histoire thermique commune.

Ainsi, la collision n’arrête pas la convergence: en Himalaya, 40 Ma après la fermeture de l’océan, l’Inde continue de se rapprocher du bloc asiatique, avec une vitesse réduite de moitié (5 cm par an). La déformation se propage vers les parties externes de la chaîne où métamorphisme et déformation sont de plus en plus récents (fig. 9 e).

Lorsque le mouvement de convergence s’interrompt, la croûte continentale épaissie est en déséquilibre gravitaire. Elle va s’amincir, par la combinaison de processus isostatique, tectonique et d’érosion, afin de revenir à l’épaisseur normale d’une croûte d’une lithosphère stable (fig. 9 f). Lorsque cet amincissement post-orogénique s’accompagne d’une extension (fig. 9 g), la lithosphère pourra évoluer à nouveau vers l’océanisation (fig. 9 a). L’amincissement post-orogénique s’accompagne d’une anomalie thermique importante, d’origine mantellique, qui accentue l’augmentation du gradient géothermique vers les hautes températures. L’origine de cette anomalie thermique n’est pas encore clairement élucidée. Il est possible qu’il faille la chercher dans un processus de délamination (ou détachement) de la lithosphère mantellique, celle-ci favorisant la remontée de l’asthénosphère chaude et de magmas basiques dans la croûte inférieure (fig. 9 e). Au cours de la décompression provoquée par la remontée des roches vers la surface, celles-ci témoigneront d’un gradient métamorphique de H.T.-B.P. (fig. 9 g ). Dans ce cas, la chaleur fournie est suffisante pour provoquer une anatexie volumineuse, nécessaire pour produire une quantité de magma granitique susceptible de migrer vers les parties superficielles de la croûte, laissant dans la partie profonde un résidu réfractaire ultramétamorphique. C’est le processus de la différenciation intracrustale .

En fait, les roches métamorphiques ne préservent que peu d’indices des trajectoires représentées sur les figures 9 a et g . Ce ne sont que les conditions des gradients de P.I. ou B.P. qui seront essentiellement visibles. Les conditions précoces, de H.P., ne seront qu’exceptionnellement conservées sous forme de reliques lenticulaires de petite dimension (parfois inférieures au mètre!).

Ce modèle de l’évolution thermique d’une chaîne de montagnes est très simplifié. De nombreuses trajectoires P-T (t ) peuvent être tracées pour des roches dans des positions structurales variées à l’intérieur de la chaîne. Cependant, ce modèle donne une bonne approximation de ce qui se passe dans une chaîne telle que celle qui est issue de l’orogenèse hercynienne d’Europe occidentale. Dans cette dernière, des granites datés aux alentours de 500 Ma et des indices de métamorphisme de H.T. témoignent de la fin du cycle cadomien. Les portions de croûte océanique pincées dans la collision hercynienne sont datées entre 500 et 480 Ma. Gradients de H.P., P.I. et H.T. se succèdent au cours de la collision, entre 420 et 280 Ma. Le métamorphisme de H.T. est bien représenté à l’est du Massif central et dans la région des Grands Lacs, en Italie, c’est-à-dire sur les marges de l’océan liguro-piémontais. La fermeture de cet océan et la collision qui en résulte ont produit la chaîne alpine dans laquelle métamorphismes de H.P. et de P.I. se sont succédé.

Les roches métamorphiques: des témoins du refroidissement du globe

La rareté des roches de H.P.-B.T. (qui ne peuvent donc se former que dans le contexte géodynamique de la subduction) à la fin du Primaire et du Précambrien a longtemps été interprétée comme une conséquence d’un gradient géothermique, lors de la subduction, nettement plus chaud à cette époque. En fait, la figure 9 d nous montre que ces roches sont réchauffées si elles restent en profondeur. En revanche, la paragenèse de H.P.-B.T. sera conservée si les roches sont exhumées rapidement (fig. 9 b ). Cependant, à ce stade, l’épaississement de la chaîne n’est pas encore résorbé, et ces dernières seront rapidement érodées. Ainsi, le glaucophane, minéral typique de ces conditions, est signalé dans des sédiments anciens. En conséquence, l’évolution du gradient métamorphique, qui est de plus en plus froid dans les orogenèses de plus en plus récentes, n’est pas strictement liée au refroidissement du globe. Le degré d’évolution des chaînes et leur niveau d’érosion l’expliquent pour une grande part (fig. 9). Le métamorphisme de gradient de P.I. est identifié depuis la fin de l’Archéen (2 600 Ma). Ce n’est que dans la période plus ancienne de l’histoire de la Terre (face=F0019 礪 2 600 Ma) que les conditions thermiques ont été significativement plus chaudes qu’à l’époque actuelle: le métamorphisme y est généralement de H.T. Les rares témoins du métamorphisme de gradient de P.I. à l’Archéen témoigneraient des conditions thermodynamiques dans les zones de subduction de l’époque. Le raisonnement n’est valable que si l’on admet que le mécanisme de la tectonique des plaques actuelle est applicable à cette période, ce qui n’est pas définitivement démontré. Si tel est le cas, cela a des implications importantes sur l’origine de la croûte continentale qui est fabriquée dans ce contexte géodynamique. À l’heure actuelle, on considère que la croûte continentale est le produit de la fusion partielle du manteau supérieur qui se situe au-dessus de la croûte océanique subductée. Le volcanisme andésitique de ces zones orogéniques en est le témoignage en surface (fig. 9 b). On sait, en outre, que cette production de croûte continentale est très faible et que la majorité a été fabriquée à l’Archéen. Mais, dans ce cas, le mode de production est sensiblement différent. En effet, si le gradient dans les zones de subduction archéenne était de type P.I., la croûte océanique plongeante pouvait fondre (on se rappelle que le gradient de P.I. franchit la courbe d’anatexie contrairement à celui de H.P.) et serait à l’origine de la croûte continentale.

• 1823; de méta- et gr. morphê « forme »

n. m. GEOL Ensemble des transformations (minéralogiques, structurales, etc.) qui affectent une roche soumise à des conditions de température et de pression différentes de celles de sa formation.

⇒MÉTAMORPHISME, subst. masc.

A. —GÉOL. Transformation profonde d'une roche, d'un terrain, sous l'action de la pression, de la température ou de l'apport de substances nouvelles, chacune de ces actions pouvant agir isolément ou simultanément. Métamorphisme des roches. Silicate alumino-calcaire quadratique, provenant du métamorphisme d'un calcaire du Tyrol (LAPPARENT, Minér., 1899, p. 486). À l'hypothèse de la «contraction», trois autres ont succédé: dérive des continents, courants de convection et métamorphisme générateur de plissements (Hist. gén. sc., t.3, vol.2, 1964, p.503):

• ♦ Lorsque, au voisinage des massifs archéens, en Attique et dans les Cyclades, à Carrare et dans les Pyrénées, le métamorphisme a agi sur la roche, elle acquiert une texture cristalline et marmoréenne.

VIDAL DE LA BL., Princ. géogr. hum., 1921, p. 156.

B. —P. anal.

1. BOT. [Les savants] ont donné, très à tort selon moi, le nom de métamorphisme à l'opération logique et obligatoire qui transforme le pétale en étamine après avoir transformé la feuille en pétale (SAND, Nouv. lettres voy., 1876, p. 35). ,,Terme proposé pour désigner la succession des formes diverses des corps reproducteurs chez les Champignons`` (BAILLON t. 3 1891).

2. MÉD. ,,En anatomie pathologique, transformation d'une substance fondamentale (...) en une autre substance fondamentale. (Par exemple, la transformation des fibres conjonctives en cartilage ou la calcification d'un cartilage sont des métamorphismes)`` (Lar. Méd. t. 2 1972).

Prononc. et Orth.: []. Att. ds Ac. dep. 1878. Étymol. et Hist. 1823 (HUMBOLDT ds Lar. 19^e). Formé du préf. gr. (méta-) et du subst. «forme» (v. métamorphose).

métamorphisme [metamɔʀfism] n. m.

ÉTYM. 1823; de méta-, grec morphê « forme », et -isme.

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♦ Géol. Ensemble des phénomènes qui donnent lieu à l'altération des roches sédimentaires, à leur transformation en roches cristallophylliennes.

Émile Haug, Traité de géologie, I, I.