Métamorphisme Cours L3
Métamorphisme Cours L3
Métamorphisme Cours L3
J’insiste dans ce cours sur l’intérêt de l’étude des roches métamorphiques en tant que fossiles
de la situation thermique dans la lithosphère. La logique de l’exposé est de faire la démarche
scientifique permettant d’aboutir à un modèle thermo-mécanique d’une chaîne de montagnes.
INTRODUCTION
SITUATION THERMIQUE DE LA LITHOSPHERE
GENERALITES ET DEFINITIONS
LES PRINCIPALES SERIES METAMORPHIQUES
Le métamorphisme de contact
… et régionaux
MECANISMES DES TRANSFORMATIONS
METAMORPHIQUES
CONTEXTE GEODYNAMIQUE DU METAMORPHISME
BIBLIOGRAPHIE
Comment obtenir ces informations ? (les roches méta sont des "fossiles thermiques").
Pourquoi et Comment les roches recristallisent-elles ? Etude des paragenèses, tracés des
isogrades, des trajectoires PTt, gradient métamorphique.
GENERALITES ET DEFINITIONS :
relative)
Le métamorphisme de contact :
Ex. de Ballachulish (l'auréole, les isogrades, les paragenèses, le tracé du grdt méta ds
l'espace PT)
Modélisation mathématique.
… et régionaux
Localisation ds les chaînes anciennes, mais également ds les chaînes plus récentes.
- lithologie (contrastée (pélites, métabasites, etc.) depuis le facièsSV - amph. - anatexie ;
présence de rares éclogites B, métapéridotites)
- paragenèses ds les métapélites : tracé du gradient méta (carte des isogrades, minéralogie
: Gneiss à 2 Micas, Grenat, Disthène, Staurotide, Sillimanite, anatexie = tracé du
gradient méta)
- 1 mot sur les paragenèses des métabasites (réactions continues).
3 - Le métamorphisme de BP-(HT) :
Anatexie :
métasomatose.
solide - solide : polymorphique, d'exsolution, interminérales entre phases pures, entre phases
solution solide.
solide - solide hydraté : importance, localisation et nature des fluides (fluides libres, notion
de pression partielle de fluide, fluides adsorbés, fluides liés) ; influence des fluides sur la
stabilité des mnx : l'effet tampon (système ouvert, syst. fermé), retour à Whetstone lake en
Ontario.
Méthodes géométriques de construction des diagrammes de phases : principe, syst. à un, puis
2 constituants.
Géothermo-barométrie.
Relations trajectoire PTt - grdt méta : en conclusion, que préserve-t-on d'une trajectoire PTt
et pourquoi ? Quelle est l'information la plus importante ? Diversité des trajets P T t.
Interprétation géodynamique du métamorphisme : le concept de ceintures doubles de
Miyashiro;
Evolution thermo-mécanique d'une chaîne : récapitulatif sur les observations des différents
grdts méta et proposition d'un modèle.
Séances 3 et 4 - Analyse géométrique des relations des phases : élaboration d'une Grille
Pétrogénétique.
BIBLIOGRAPHIE
Métamorphisme - 1999 - Nicollet C., Encyclopedia Universalis. Voir l'article au format PDF.
Atlas des roches métamorphiques et de leurs structures - 1995 - C. Guiford, W.S. Mackenzie,
B.W.D. Yardley, DUNOD.
- La Définition du Métamorphisme -
Lorsque les roches sont portées à des profondeurs différentes de celles où elles se
trouvaient initialement, elles recristallisent. Une telle situation est commune dans la
croûte et le manteau terrestre. Cette recristallisation, qui se fait à l'état solide, les
"métamorphose" en roches métamorphiques. Cette transformation dépend des
modifications de la pression, de la température et de la nature des fluides lorsque la
profondeur change.
Les fluides de nature variée sont présents à tous les niveaux de la lithosphère
supérieure. Il s’agit essentiellement d’eau (contenant des éléments dissous)
et de dioxyde de carbone. Ces fluides, qui sont libérés au cours du
métamorphisme, jouent un rôle important en favorisant et contrôlant la
réalisation des réactions minéralogiques. Ils circulent le long de fractures. Ils
sont ensuite piégés dans des petites cavités lorsque ces fractures sont
cicatrisées. Sur cette photo, des petites inclusions de quelques dixièmes de
mm., dans la cordiérite, contiennent du CO2 sous forme à la fois liquide et
gazeux. L’arrangement des inclusions miment les anciennes fractures. Le
petit cristal sphérique de zircon (Z : silicate de zirconium) mesure environ un
dixième de mm. de dimension.
La
Cordiérite
La Cordiérite est un silicate alumineux ferro-magnésien. C'est un minéral des
métamorphismes de Contact et Régional (de Basses Pressions), formé à partir de
roches argileuses ; mais on le rencontre également dans des Granites produits de la
fusion de la Croûte Continentale (comme celui du Velay).
Dans le Massif du Velay, sur le versant Sud-Est du Massif Cental, des anatexites et
des granites, termes ultimes d'un métamorphisme de gradient de BP-HT,
contiennent des cristaux verts centimètriques de cordièrite :
Répartition des Isothermes dans la
Lithosphère
Répartition des isothermes, courbes d'égale Températures (en °C), dans la
Lithosphère. Ce schéma est une situation idéalisée de la partie supérieure du globe,
dans le cadre de la Tectonique des Plaques. Do, la dorsale océanique, se situe à la
verticale des parties ascendantes des cellules convectives du manteau (flèches). La
montée du manteau chaud et le transfert de magmas basiques qui lui est associé, à
l'origine de la lithosphère océanique, engendrent un transfert de chaleur
considérable vers la surface : les courbes isothermes y sont très resserrées.
Dans une zone de subduction (Zs), à la verticale des parties descendantes des
cellules convectives, la lithosphère océanique froide s'enfonce dans le manteau
chaud. Cependant, elle ne se réchauffe que lentement, car les roches ont une
mauvaise conductivité thermique. En conséquence, les isothermes vont s'enfoncer
dans le manteau.
Aux limites des plaques (zones instables), le transfert de chaleur est essentiellement
advectif ; il est essentiellement conductif à l'intérieur (zones stables).
En règle générale, les roches sont polyminérales et les réactions permettant aux
roches ce changement de volume en fonction de la profondeur (= pression) font
intervenir plusieurs minéraux : A +B=C+D avec V (C-D)<V (A -B) ; V est le
volume. La variation de volume de la réaction est négative lorsque l'assemblage
des minéraux A+ B est remplacé par assemblage C+D et s'accompagne d'une
augmentation de la pression.
Le même raisonnement peut être tenu (quoique un peu plus abstrait ?) pour
comprendre le rôle de la température sur la recristallisation métamorphique.
Lorsqu'une roche de surface, froide, s'enfonce dans le globe chaud, un échange de
chaleur Q se fait entre cette roche qui se réchauffe et son environnement. Dans la
roche, Q et T augmentent de Q et T et par voie de conséquence le rapport
Q/T est positif. Ce rapport est appelé S, variation d'entropie S. Il mesure la
variation d'entropie S entre l'entropie de la roche "chaude" et celle de la roche
"froide". Si ce rapport est positif lorsque T augmente, cela signifie que l'entropie de
la roche chaude est plus grande que l'entropie de la roche froide. Mais qu'est ce
que l'entropie ? Il ne s'agit pas simplement d'un rapport mathématique, mais bien
d'une caractéristique intrinsèque des minéraux. L'entropie est le nombre de façons
dont les constituants atomiques et moléculaires peuvent se répartir dans un minéral
(on dit encore que l'entropie mesure le désordre). Le nombre de combinaisons
possibles dans un minéral n'est pas infini. En fait, l'entropie des minéraux varie
peu. Ainsi, lorsqu'une roche est portée à hautes températures, son entropie
augmente. L'entropie des minéraux qui la constitue variant peu, les minéraux de
basses températures sont remplacés par des minéraux de hautes températures à
l'entropie élevée.
Pour raisonner dans le vaste espace P-T, il est souhaitable de faire des subdivisions. C'est
précisément le rôle du faciès métamorphique, une notion proposée par Eskola au début du
siècle. Le domaine P-T est découpé en " faciès métamorphiques ". Une notion bien pratique
qui permet de regrouper des roches soumises à des intervalles de P et T données,
indépendamment de leur composition chimique. Les noms des faciès correspondent aux noms
des roches de composition basaltique, métamorphisées dans les intervalles PT définis pour ces
faciès. Ainsi, des amphibolites (de composition basaltique) et des métapélites (de composition
de sédiments argileux) à sillimanite (le préfixe méta indique que la roche devant laquelle il se
place est métamorphisée) sont rangées dans le faciès amphibolite.
Les faciès du métamorphisme de contact (ou métamorphisme thermique se développant à la
périphérie d'un massif plutonique) sont Corn AE : cornéenne à albite et épidote, Corn Hbl :
cornéenne à hornblende, Corn Px : cornéenne à pyroxènes et Sanidinite. Les faciès Schistes
bleus, Eclogite, Schistes verts, Amphibolite et Granulite sont des faciès du métamorphisme
régional.
M est la courbe d'anatexie.
Anatexie : limite supérieure du Métamorphisme
L'anatexie indique les conditions dans lesquelles les roches
commencent à fondre en produisant un magma de composition
granitique : les roches subissent une fusion partielle. Ces
roches, appelées migmatites ou anatexites, sont formées de
l'alternance de niveaux clairs (magmatiques granitiques) et de
niveaux sombres (métamorphiques). Les niveaux clairs sont
composés de quartz (gris) et de feldspath (blanc) ; ces
niveaux montrent une texture grenue de roches magmatiques. Au
contraire, dans les niveaux sombres, la texture planaire des
roches métamorphiques est bien préservée, marquée ici par les
micas noirs (biotite).
M=C+2-F
M est le nombre de phases physiquement distinctes : dans le cas des roches, il s'agit
des minéraux (et de la phase vapeur).
C est le nombre de constituants chimiques indépendants. Le chiffre 2 indiquent le
nombre de paramètres intensifs du métamorphisme : T et P. Si l'on raisonne dans
un système isobare ou isotherme, alors ce chiffre est 1.
" F " est le degré de liberté ou la variance de l'assemblage des " M " minéraux.
Nous considérerons uniquement des valeurs de F comprises entre 0 et 2. Mais des
valeurs supérieures et négatives sont possibles.
Si F=2, la régle des phases indique M=C. Cet " assemblage " a deux degrés de
liberté dans l'espace P-T. Cela signifie que chacune des paragenèses de "M"
minéraux est stable lorsque que P et/ou T varient dans un intervalle P - T. On dit
que cette paragenèse est divariante. Sur le diagramme P-T ci-dessous, les
assemblages à 2 minéraux A+B et A+C sont divariants et sont stables dans les
champs gris.
Pour F=1, la régle des phases indique M=C+1. Mais la paragenèse à trois minéraux
A+B+C n'a qu'un degré de liberté dans l'espace P-T. Cela veut dire que P ne peut
varier qu'en fonction de T (P=f(T)) pour que la paragenèse reste stable. P=f(T) est
une courbe dans l'espace P-T. L'association minéralogique A+B+C est qualifié
d'uni (ou mono) variant. La texture coronitique correspond à cette situation.
Si F= 0, la paragenèse contient M=C+2, mais n'a plus aucun degré de liberté : elle
ne peut exister qu'en un seul point, appelé point invariant. Sur le diagramme P-T, ce
point est à l'intersection des courbes univariantes.
Dans le diagramme P-T , lorsque la roche passe des conditions P0-T0 à P1-T1,
l'assemblage divariant de 2 minéraux A-B est remplacé par un autre assemblage
divariant (A-C ou B-C) en passant par l'intermédiaire de l'assemblage univariant à 3
phases A-B-C. Par ailleurs, la règle des phases impose que le système contient deux
constituants chimiques indépendants, puisque les assemblages divariants sont
formés de 2 minéraux.
La position des minéraux C et B par rapport à la ligne (A) respecte également cette règle : la
phase C est dans le demi-plan délimité par la réaction (A) ne contenant pas la réaction (C).
La position de la réaction (B) est limitée à l'intersection des demi-plans définis par les
réactions (A) et (C) ne contenant pas cette phase (fig.). Le choix entre les 2 solutions est
obtenu en calculant, grâce aux paramètres thermodynamiques des minéraux, la pente des
réactions.
Un exemple de ce type est donné par l'étude des silicates d'alumine andalousite, disthène et
sillimanite avec, nous l'avons vu précédemment, un seul constituant chimique indépendant :
AlSi2O5. On peut dessiner le point tripe de ces 3 minéraux.
Système à deux constituants chimiques
Mais passons à l'étape suivante et considérons un système à 2 constituants chimiques. La
régle des phases indique un nombre maximum de 4 phases pour un point invariant.
Considérons les phases suivantes : muscovite (musc), sillimanite (sill), feldspath potassique
(Fk) et magma (L) : le système étudié se situe à la limite du domaine des roches
métamorphiques et de celui des roches magmatiques, le domaine de l'anatexie. Le système
chimique binaire pris en considération est K2O – Al2O3. Pourtant, celui-ci ne suffit pas
compte tenu de la composition chimique des minéraux. SiO2 et H2O sont également
nécessaires. Dans ce cas, ce sont 4 éléments chimiques qui interviennent dans ce système,
nécessitant 2 minéraux supplémentaires. Ceux-ci nous amènent à définir des éléments dits en
excès. On considère que SiO2 et H2O sont en excès, c'est-à-dire, en quantité toujours
suffisante pour permettre la présence de quartz (Q) et vapeur d'eau (V). Si nous considérons
que ces deux éléments sont en excès, cela implique que les 2 minéraux Q et V sont toujours
présents dans le système minéralogique considéré. Cette notion d'éléments en excès permet de
raisonner graphiquement sur un système à 2 constituants chimiques indépendants au lieu de
4.
Le segment ci-dessous montre les relations entre les minéraux et le système chimique
considéré.
Il va nous permettre de définir les différentes paragenèses des domaines divariants dans
l'espace P-T. (le mamga L est matérialisé par un segment, car sa composition varie). Mais
avant tout, il nous permet d'écrire les différents équilibres univariants, c'est-à-dire les
réactions (sill), (fk), (musc) et (L), en se souvenant que la réaction (sill) ne fait pas intervenir
ce minéral. En supprimant, chacun à leur tour, les minéraux sur le segment, on peut écrire les
différentes réactions :
(L) : musc=fk+sill
(sill) : musc + fk = L
(musc) : sill+fk =L
(fk) : musc=L+sill
Remarque : il est possible de calculer les réactions (et les coefficients stoichiometriques)
grâce aux compositions chimiques des minéraux et, ainsi, de prendre en compte le quartz et la
vapeur d'eau dans ces réactions. Ainsi, ces réactions s'écriront :
Comme dans le cas précédent, l'approche géométrique fournit 2 solutions. Grâce aux
paramètres thermodynamiques, nous pouvons retenir la solution proposée ici. Nous pouvons
tracer les segments Al2O3-K2O (+SiO2+H2O) indiquant les paragenèses dans chaque champ
divariant, avec (+q+V). Ainsi, une seule paragenèse est possible dans le champ divariant
limité par les réactions (L) et (musc) : sill+fk(+q+V) ; les paragenèses dans le champ divariant
limité par les réactions (L) et (sill) sont sill+musc(+q+V) et musc+fk(+q+V) ; les paragenèses
dans le champ divariant limité par les réactions (sill) et (fk) sont : sill+musc(+q+V),
musc+L(+q+V) et L+fk(+q+V) ; les paragenèses dans le champ divariant limité par les
réactions (fk) et (musc) sont : sill+L(+q+V) et L+fk(+q+V).
On peut également tracer, à partir de cette figure, des diagrammes T (ou P) à P constante (ou
T constante) en fonction de la composition : des diagrammes de phases classiquement utilisés
en magmatologie.
Pour créer un diagramme de phases pour ces roches, il faut tout d'abord définir le
nombre de constituants chimiques indépendants. Dans le cas présent, on retient 4
éléments qui totalisent plus de 95% du total des analyses et on néglige tous les
autres dont les teneurs sont inférieures à 1%.
La Règle des Phases indique que la paragenèse (assemblage divariant) d'une roche
contient le même nombre de minéraux M que de constituants chimiques. Dans le
cas présent, C=3, donc M= 3. On dessine des triangles partiels dans le triangle SiO2
- Al2O3 - (Fe, Mg)O avec un minéral à chaque sommet : un roche qui se trouve
dans un de ces triangles contient ces 3 minéraux.
Les lignes de liaison reliant les minéraux en équilibre ne doivent jamais se couper.
Compte tenu de la position des différents minéraux, 2 solutions sont possibles.
Chaque solution correspond à un domaine divariant P-T. Ces domaines sont
séparés par un assemblage univariant. Cet assemblage univariant est constitué des 4
minéraux (M=C+1) des 2 lignes de liaison qui se remplacent mutuellement : Opx -
Sill - Q - Saph.
La paragenèse Opx + Sill + Q de la roche C1 montre que celle-ci s'est formée dans
les conditions P-T du domaine divariant de gauche. La paragenèse Opx + Saph + Q
de la roche C6 montre que celle-ci s'est formée dans les conditions P-T du domaine
divariant de droite. Ainsi, la simple lecture de cette figure nous indique que ces 2
roches ne se sont pas formées dans les mêmes conditions P-T.
Cet exemple est malheureusement un peu simpliste, car il est rare que seulement 3
constituants chimiques rendent compte de la composition d'un roche. Des
représentations graphiques classiques sont utilisées pour interpréter les paragenèses
des métabasites (diagramme triangulaire ACF) et des métapélites (diagrammes
triangulaires A'KF et AFM).
sp
Sill Opx
Q spr crd (cordiérite) (spinelle
(sillimanit (orthopyroxèn
(quartz (saphirine) :(Mg,Fe)2Al4S (Mg,Fe)Si5Al4 ) : (Mg,
e) : e) :
) : SiO2 iO10 O18, nH2O Fe)
Al2SiO5 (Mg,Fe)SiO3
Al2O4
Les constituants chimiques sont Al2O3, SiO2, MgO, FeO, H2O. MgO et FeO entrent dans la
composition des minéraux ferro-magnésiens (solution solide Mg,Fe) : on peut simplifier en
utilisant le pôle pur magnésien de ces minéraux. La cordiérite est une phase qui peut être soit
hydratée, soit anhydre. En considérant ce deuxième cas, on peut négliger le constituant H2O.
Les trois constituants restants : Al2O3, SiO2, MgO et les minéraux peuvent être représentés
dans un triangle :
Pour d'un point invariant, ce sont 5 minéraux qui interviennent (cf. la Règle des Phases).
Choisissons 5 minéraux sur les six cités : quartz, sillimanite, saphirine, orthopyroxène,
cordiérite. Le point invariant portera le nom de la sxième phase absente : le spinelle. Ce sera
le point invariant [Sp].
On relie les différents minéraux par des lignes de liaison (voir aussi la Représentation
Graphique des Paragenèses des Roches Métamorphiques). Différentes combinaisons sont
possibles qui définissent autant de champs divariants de l'espace P-T. Nous obtenons 4
solutions (si le spinelle n'intervient pas dans les réactions), 4 triangles correspondant à 4
champs divariants séparés par autant de lignes (=équilibres) univariantes.
Les 6 roches ont des compositions chimiques variées, puisqu'elles se placent dans différents
sous-triangles qui définissent différentes paragenèses. Elles se situent chacune dans l'un des 4
triangles, suggérant donc des conditions d'équilibres (P-T) variés, à l'exception de la roche 6
qui a une paragenèse qui existe dans les 4 triangles.
Les 2 lignes de liaison qui se remplacent mutuellement : Opx - Sill / Q – Saph entre les
triangles 3 et 4 indiquent que l'équilibre univariant séparant ces 2 triangles est spr +q =
opx+sill (crd) : c'est la réaction cordiérite absente. De même, entre les triangles 1 et 2, on écrit
l'équilibre opx+sill=spr+crd (q). Entre les triangles 3 et 1 et 4 et 2 apparaît une nouvelle
phase : la cordiérite ; les réactions sont respectivement : opx+sill+q =crd (spr) et spr+q=crd
(opx, sill). Dans ce dernier cas, les 3 phases sont co-linéaires et ni Opx, ni sillimanite
n'interviennent dans cette réaction.
A partir de ces réactions, on peut dessiner le point invariant [Sp] dans l'espace PT.
Il est encore possible de dessiner 2 triangles supplémentaires :
Ces triangles 5 et 6 sont séparés par la réaction 1 : opx+sill=sp+q ; entre les triangles 3 et 5,
on définit la réaction 2 : spr=opx+sill+sp et entre les triangles 4 et 6, on définit la réaction 3 :
spr=sp+q. Remarquons que les triangles 3, 4, 5 et 6 ne font pas intervenir la cordiérite. Les 3
réactions ci-dessus et la réaction 4 : spr+q=opx+sill (entre les triangles 4 et 3) s'intersectent
pour définir un point invariant [crd] sur le diagramme PT ci-dessus. Les 4 réactions autour de
ce point invariant sont les réactions 1 : (spr), 2 : (q), 3 : (opx, sill) et 4 : (sp). Notons que la
réaction (sp) autour du point invariant [crd] est identique à la réaction (crd) autour du point
invariant [sp] : cette réaction sert à relier les 2 points invariants [crd] et [sp] sur le diagramme
P-T.
Les photos ci-dessous ne montrent pas de paragenèses (=équilibres divariants), mais des
assemblages en déséquilibre témoignant du passage d'une zone métamorphique à l'autre. A
l'aide de la grille pétrogénétique que nous avons élaborée précédemment, nous pouvons tracer
une portion du trajet PT(t) indiquée par ces assemblages.
La photo de gauche montre de beaux cristaux de saphirine bleu sombre pléochroïque séparés
du quartz par une couronne d'orthopyroxène rose et de sillimanite incolore. Cette texture
indique que la couronne s'est formée à partir de la saphirine et du quartz, par le biais de la
réaction (crd) : spr +q = opx+sill. Cette roche, formée à très hautes températures, s'est
refroidie et a franchi cette réaction.
La photo de droite est superbe : elle montre un agrégat de forme losangique de saphirine et
cordiérite, contenant une relique de sillimanite, le tout, à l'intérieur d'un orthopyroxène. La
forme losangique rappelle la section basale de la sillimanite, encore préservée en relique. On a
affaire à à la réaction opx+sill=spr+crd. Dans le diagramme P-T, cette réaction suggère une
décompression qui nous permet de compléter le trajet PTt entamé avec la précédente photo.
Une amphibolie (à gauche) et une métapélite (à droite) ont des paragenèses différentes bien
que les 2 roches aient recristallisé dans des conditions P T identiques : celles du faciès
amphibolite. (microphotographies en LPNA)
Dans les conditions des faciès amphibolite profond et granulite, la muscovite est
instable (en présence de Q) et est remplacé par un autre minéral potassique : le
feldspath potassique par le biais de la réaction Musc + Q = SiAl2O5 + FK + V. A
delà de cette réaction, la projection sera faite depuis le feldspath potassique qui se
trouve aussi sur la ligne A-K. Ce minéral est plus proche du pôle K que ne l'était la
muscovite ; en conséquence, plus aucun minéral et roche ne sont projetés à
l'extérieur du triangle que l'on appelle A'FM (pour le différencier du triangle AFM).
Dans ces deux cas, on suppose que la réaction A+B=C, à l'origine de la texture
coronitique, a été croisée : la roche est passée du champ de stabilité de l'assemblage
A+B au champ de stabilité des assemblages C+A/B
Cependant, pendant le refroidissement et l'exhumation consécutive à l'évènement
M1, l'assemblage A+B a pu être conservée dans la roche, à l'état métastable, à
basses pressions et basses températures, en dehors du champ de stabilité de
l'assemblage A+B.
En effet, pour des raisons cinétiques, la réaction A+B=D peut ne pas se réaliser :
c'est ce qui explique la présence de roches métamorphiques à la surface du globe.
Au cours de l'évènement M2, l'assemblage métastable A+B est porté dans le champ
de stabilité des assemblages A-C et B-C : l'assemblage coronitique A-B-C se
forme, mais sans que la réaction A+B=C ne soit jamais croisée.
Ainsi, une réaction peut se réaliser sans avoir été franchie dans l'espace P-T. Pour
comprendre ce fait surprenant, il faut d'abord se rappeler que nous raisonnons sur
des diagrammes P-T à l'équilibre pour expliquer des assemblages coronitiques en
déséquilibre. Ainsi, le long du trajet gris continu de la figure a, la réaction ne se
réalise pas "sur" la réaction (cad pour les conditions PT de la réaction), mais
lorsque celle-ci est dépassée. Et plus l'écart de T et P (le dépassement) sera grand,
plus la vitesse de réaction est grande. Un glaçon sorti du réfrigérateur, laissé à 0°C
ne fond pas. Par contre, il fondra plus vite à 30° qu'à 5°C !
Revenons à la règle des phases : sur la ligne de réaction univariante, les trois
minéraux A-B-C sont à l'équilibre. Si la roche contenant A-B atteint les conditions
de la réaction, ces 2 minéraux sont encore à l'équilibre et ne réagissent pas. C'est
seulement après un "dépassement" de T et P que la réaction se réalise. Ainsi, sur les
figures précédentes, la réaction A+B=C se réalisera au point M2, quel que soit le
chemin parcouru pour atteindre ce point et, en particulier, un chemin qui peut ne
jamais croiser les limites de stabilité de la réaction !
Le trajet PTt de la figure b n'est pas une vue de l'esprit, mais est, sans doute,
commun dans le cas d'histoires polycycliques. L'étude détaillée de métanorites (une
norite est un gabbro à orthopyroxène - plagioclase) du Massif Central français en
donne un bel exemple : ces roches, mises en place dans la croûte océanique anté-
hercynienne, vers 490Ma, sont métamorphisées aux environs de 410Ma au cours
d'un métamorphisme prograde et développent de magnifiques coronites
apparemment rétrogrades. (voir ce travail mais aussi l'article ?)
- Relation Déformation - Recristallisation
Métamorphique
Cette surface porte parfois une linéation qui indique la direction de l'étirement. Il
est ainsi possible de cartographier l'orientation de l'ellipsoïde de la déformation
finie.
Parfois, plusieurs épisodes de déformation se sont succéder dans le temps et ce sont
plusieurs surfaces de foliations que l'on observe sur les lames minces. Elles sont
appelées S1, S2, etc. Les relations géométriques entre ces différentes surfaces
permettent de faire une chronologie relative.
En étudiant une lame mince de roche, le pétrologue cherche à définir les relations
entre les différents épisodes de déformation et la recristallisation métamorphique.
Sur la lame ci-dessous d'une métapélite dans les conditions du faciès Schistes
Verts, une surface S1 est replissée par une deuxième phase de déformation
responsable d'une S2. (voir sa position sur le gradient métamorphique - échantillon
1)
On peut noter que le cristal de biotite de droite est partiellement rétromorphosé en
chlorite, probablement durant S2.
Le Quartz est blanc sur la photo ci-dessus et gris sur celle ci-dessous. La muscovite
(=mica blanc) et la chlorite (gris sur la photo ci-dessus) sont verts sur la photo ci
dessous. La biotite est brune.
Muscovite et chlorite sont parallèles aux deux surfaces de foliation : ces 2 minéraux
leur sont donc contemporains, ce qui signifie que que ces épisodes de déformation
se sont réalisés dans les conditions thermiques de stabilité de ces minéraux.
La biotite en gros cristaux est orientée obliquement aux deux surfaces. La grosse
taille de ces cristaux montre qu'ils se sont formés dans un régime statique, en
dehors de tout épisode de déformation. Le cristal au milieu de la photo montre que
la biotite se forme sur la S1 et est donc postérieure à celle-ci, mais est "repris" par
la S2. La biotite a cristallisé entre les deux phases de déformation.
Parmi les 3 micas, la biotite est le minéral de plus hautes températures. En
conséquence, la cristallisation de ce minéral entre les 2 phases de déformation
indique que le pic de T atteint par cette roche l'a été entre ces 2 phases. Ce pic en T
correspond à la mise en place d'un granite après S1 et déformé par S2 (orthogneiss
du Pinet dans le dôme du Lévezou dans le Massif Central).
Les photos suivantes sont celles d'une métapélite à grenat (voir sa position sur le
gradient métamorphique - échantillon 2) dans les conditions du début du faciès
Amphibolite.
Les trois micas (chlorite, muscovite et biotite) marquent la foliation. Au milieu de
la photo, un agregat circulaire de chlorite contient des reliques corrodées d'un
cristal de grenat.
On remarque les teintes de polarisation violettes anormales de l'agrégat de
chlorite. Les reliques de grenat, minéral isotrope, sont noires.
Une Métapélite à
Glaucophane
Dans le métamorphisme de Hautes Pressions - Basses Températures, les
Métapélites ne contiennent qu'exceptionnellement, de la Biotite. Le mica est blanc
(il s'agit de phengite : Pheng) ; il est accompagné d'une amphibole bleu lavande, la
Glaucophane (Glc) et d'Epidote (Ep). Le Quartz est rare sur cette photo de lame
mince en LN.
Dans cette ancienne éclogite, le grenat (rouge, Gt) et le clinopyroxène (brun, Cpx)
ne sont plus en équilibre, comme en témoigne la couronne noire autour du grenat.
L'observation au microscope montre que cette bordure est constituée de hornblende
et de plagioclase...
... et provient de la déstabilisation de l'assemblage Gt + Cpx conformément à la
réaction Gt + Cpx + Q = Hbl + Pl. (Observation en LN).
Une observation avec un plus fort grossissement montre que le Cpx est en fait
constitué d'un agrégat de Cpx + Pl. Celui-ci résulte de la déstabilisation du Cpx
primaire de l'éclogite qui est de l'omphacite, Cpx sodique (ou jadéitique). Sur la
microphotographie suivante, .....
... on observe la réaction Omphacite = Cpx + Albite (Pl sodique).
Une Eclogite de Basses Températures
Ci dessous en LP :
Amphibolite à Fantômes de Grenat
Métapélites à 2 Micas
Sur cette microphotographie en lumière naturelle (LN) d’une métapélite, les micas
sont abondants : la muscovite (musc) est incolore, la biotite (biot) est marron et la
chlorite (chl) est gris - vert. Le quartz (Q) est rare. Une telle roche, riche en micas,
est aussi appelée micaschistes. (Le petit côté de la photo mesure environ 1 mm.).
Au microscope, en lumière polarisée, la muscovite et la biotite présentent des
couleurs vives. Le quartz est blanc à noir.
Le grenat (Gt), isotrope, est noir en Lumière Polarisée. Le Q est blanc à noir. Les
micas présentent des teintes vives.
Métapélite à Staurotide
Microphotographie, en LN, d’une métapélite à quartz (Q), muscovite (musc),
biotite (biot), grenat (Gt : gris) et 2 cristaux automorphes (sections sub-
hexagonales) de staurotide (Std : jaune pâle). (Le petit côté de la photo mesure
environ 1 mm.).
En LP, les deux cristaux de staurotide ont des teintes de polarisation faible (gris du
1er ordre). Le grenat, isotrope, est noir. Le quartz est blanc à noir. Les micas
présentent des teintes vives.
La Préservation des Roches
Métamorphiques
La minéralogie des roches se modifie en fonction des conditions de Pressions et
de Températures dans lesquelles sont portées celles-ci. En conséquence, à la
surface où nous les recueillons, les roches ne devraient être constituées que de
minéraux de Basses Pressions et Basses Températures. Ce n'est pas le cas des
Roches Métamorphiques qui préservent les conditions de Hautes Pressions et
températures qu'elles ont subies. Et c'est heureux pour moi ; sinon je serais au
chômage technique !
Dans ces conditions, la neige est bien évidemment la forme stable de H2O. Et
pourtant, le lac n'est pas gelé et l'eau persiste, à l'état métastable ! En effet, la
vitesse de congélation-fusion du système eau-neige est très faible à cette
température.
Pour recevoir MetaMod, envoyez moi un message, en cliquant ici, mais prenez
la peine de vous présenter un minimun : êtes vous étudiant, enseignant, à quel
niveau ? De quelle ville et Pays ?
L'histoire de la Terre, est conditionnée, depuis sa genèse, par son évolution thermique. C'est
l’énergie thermique qui fait fonctionner la machine Terre. Volcanisme et flux de chaleur sont
des exemples manifestes de l'énergie thermique, interne du globe : ils résultent des transferts
de la chaleur, des profondeurs du globe vers la surface, associés au lent refroidissement de
notre planète. De même, la tectonique des plaques est liée à de vastes mouvements de
convection dans le manteau dont le moteur est l'énergie thermique.
Pour nous renseigner sur la situation thermique de la lithosphère à différents moments de son
histoire, il nous faut trouver des "fossiles", des traceurs qui ont d'enregistré les variations
thermiques et qui sont donc capables de nous renseigner sur elles. Les roches métamorphiques
représentent de tels témoins.
Cette boucle correspond au trajet thermique suivi par une roche. Mais que va enregistrer la
roche de ce trajet ? Tout le long de cette évolution thermique, des réactions minéralogiques
tenteront de modifier l'association minéralogique de la roche afin que les associations de
minéraux soient compatibles avec les conditions P-T du moment. Ces réactions sont
généralement des réactions de déshydratation du type :
H=A+V
lorsque T augmente (fig. 1b). H est un assemblage de minéraux hydratés, A de minéraux
anhydres et V la phase vapeur (dont la composition est ici H2O). Au cours d'un
métamorphisme prograde (T et P augmentent), cette vapeur libérée par la roche, de faible
densité, remonte vers la surface. Au cours du métamorphisme rétrograde, lorsque T diminue,
de telles réactions sont franchies en sens inverse, mais la vapeur nécessaire à leurs
réalisations, n'est plus disponible : l'association minéralogique de plus hautes T persiste. A
cela s'ajoute que les réactions sont favorisées par la déformation, laquelle est très localisée au
cours de l'évolution rétrograde. Les conditions maximales atteintes par différentes roches,
collectées dans une région, matérialisent le gradient métamorphique (en tirets épais sur la
fig.1b). Celui-ci ne nous informe que sur un seul point des trajets PTt des différentes roches
(fig. 1b). Ce qui est limité ! Dans quelques cas exceptionnels, toutefois, les roches enregistrent
d’autres points, des portions de leurs trajets thermiques.
Le but de cet ouvrage est de comprendre et de " modéliser " ces boucles thermiques, les trajets
PTt suivis par les roches et la diversité de ces trajets. Pour cela, nous devons, tout d’abord,
nous interroger sur les sources de chaleur dans la lithosphère et les modes de transfert de
celle-ci.
Le transfert de chaleur en fonction du temps, en un point du globe, est exprimé par l’équation
différentielle :
si l’on ne considère que les transferts verticaux (à la vitesse u), en fonction de la profondeur
z (modèle à une dimension). T est la température, t le temps, la masse volumique. Cp est
la capacité thermique (mesure la chaleur nécessaire pour faire augmenter de un degré la
température d’un volume unitaire de roche). A est la production de chaleur libérée par les
roches, kappa) la diffusivité thermique, c’est à dire de la capacité de ces roches à laisser
circuler la chaleur.
Cette équation fait apparaître les principaux modes de transfert et de production (ou pertes) de
chaleur. Le premier terme de l’équation, la production de chaleur est essentiellement liée à
la désintégration des éléments radioactifs dans les roches, qui sont concentrés dans la croûte
continentale ; on doit y ajouter la chaleur latente de cristallisation des magmas. Les processus
métamorphiques sont, également, sources ou pertes de chaleur selon que les réactions sont
endo- ou exothermiques. Le second terme de l’équation quantifie le mode de transfert de
chaleur par conduction : il est fonction de la diffusivité thermique des roches (. Le
transfert de chaleur par convection, troisième terme de l’équation, est fonction de la vitesse
de déplacement du milieu (u) et du gradient thermique. Le signe - devant le troisième terme de
l’équation montre qu’il y a compétition entre les deux modes de transfert de la chaleur.
Le logiciel METAMOD va nous permettre de simuler les trajets P, T, t suivis par des roches
dans des contextes géodynamiques variés et de comparer ces trajets avec les évolutions
métamorphiques des roches. Ainsi, nous comparerons ces simulations à ce qu’on observe au
cours du métamorphisme régional dans les chaînes de montagne ; nous essayerons
également de comprendre comment se forme le magma à l’origine de la croûte océanique.
Le programme utilisé dans ce logiciel est basé sur une solution analytique de l’équation de la
chaleur (2), proposée par Carslaw et Jaeger en 1959 (voir en annexe). Dans ce modèle, les
roches se déplacent à vitesse verticale (modèle à une dimension) constante de telle manière
que la profondeur z à un temps t est
z(t) = z0 - ut
Le milieu est homogène vers le bas (milieu semi - infini). Cette dernière simplification est très
importante, car, de ce fait, le modèle ne prend pas en compte la distinction croûte - manteau
dans lesquels les paramètres thermiques sont très différents. Ceci a des conséquences
(quantitatives) importantes sur les trajets PTt. Ceci montre les limites de cette modélisation.
Mais celle-ci reste, malgré tout, une bonne approche (qualitative) des évolutions thermiques
au cours des processus métamorphiques dans la lithosphère.
Installation du programme :
METAMOD fonctionne sur un PC. Deux versions sont proposées, l’une pour Windows 311,
l’autre pour Windows 95, 98 et Windows NT. L’installation nécessite de lancer le programme
" Instal31.exe" ou " Instal95.exe" depuis la disquette fournie sur le disque dur de votre
ordinateur. Dans le répertoire " metamod " ainsi créé, le programme "metamod.exe " permet
de lancer la simulation. On peut créer une fenêtre dans le gestionnaire des programmes de
Windows 311 (et Windows NT) et un raccourci dans Windows 95 (et 98). Pour plus de
précision sur l’installation (et la désinstallation), lire le fichier " lisezmoi.txt " dans la
disquette.
Le premier cadre " Paramètres " fournit les paramètres thermiques et physiques utilisés par le
" Calcul " et pour l’élaboration d’un graphe Z (profondeur) = f(T). Ces paramètres sont le
gradient géothermique initial (a), exprimé en °C/km. (kappa)est la diffusivité thermique
(m2/s). A est la production (et perte) de chaleur des roches (W/ m3). k est la conductivité
thermique (W/m°K) ; elle varie entre 2 et 5 dans les roches. Z0 est la profondeur initiale
choisie pour l’exercice. Elle est de 0 km dans le cas d’un enfouissement (ou épaississement).
rhoest la masse volumique (2 700 kg /m3 en moyenne dans la croûte continentale).
Les valeurs de ces paramètres sont prédéfinies dans les exercices proposés. Mais on peut
choisir d’autres valeurs. La valeur de " a " est inférieure à 30°C/km (valeur dans la partie
supérieure de la lithosphère). Pour des exercices simulant l’enfouissement, on choisit une
valeur maximale (par ex. 30°/km ; voir exercice 2). Pour des exercices simulant l’exhumation,
cette valeur est choisie, en général, en fonction de la température T0 que l’on souhaite donner
à la profondeur initiale Z0. A Z0, c’est à dire à t0 (=0), l’équation (3 ; voir en annexe) utilisée
par le programme se simplifie en T0 = a . z0 . Pour choisir cette valeur de a, il suffit de faire
le calcul : a = T0/Z0. (On peut utiliser aussi le programme " Calcul " : voir ci-dessous).
Les autres paramètres par défaut de ce cadre correspondent à des valeurs moyennes dans la
croûte continentale. On notera que la valeur de est calculée automatiquement en fonction de
celle de k, lorsque le petit carré blanc est coché; en effet = k / .CpCp est la capacité
calorifique. Il s’agit de la quantité de chaleur nécessaire pour augmenter la température d’un
corps donné de 1°. Dans le cas présent, on a choisi une valeur moyenne pour les matériaux de
la croûte continentale de 1000 J / kg .° pour Cp et 2 700 kg / m3 pour Les données de ce
cadre " Paramètres " sont utilisées pour les programmes " Graphe " et " Calcul ", qui sont eux-
mêmes indépendants l’un de l’autre.
Le cadre " Calcul " permet de calculer (en cliquant sur le bouton " Calcul "), la température T
(en °C), la profondeur Z (en km) et la P en (Kb) d’une roche à un temps t donné (en millions
d’années = Ma), situé à une profondeur initiale Z0 (définie dans le cadre " Paramètres ") et se
déplacent avec une vitesse u (définie dans le cadre " Calcul "). u est positif dans le cas de
l’exhumation, négatif dans le cas de l’enfouissement (ou l’épaississement) ; elle est exprimée
en mm/an ou, ce qui revient au même, en km/Ma. P est liée à Z par la relation simplifiée P =
g z (avec masse volumique des roches et g, accélération de la pesanteur = 9.81m/s2).
Dans le cadre " Graphe ", sont données les informations supplémentaires pour l’élaboration
du graphe. " t max en Ma " est la durée de la simulation, en millions d’années (Ma). Dans le
cas de la modélisation d’un enfouissement, " t max " donne la profondeur z maximale atteinte
(z = z0 - ut, avec, dans ce cas, z0 = 0 et u négatif ; voir par ex. II et V).
" u en mm/an ", (ou km/Ma) donne les valeurs de la vitesse, positive dans le cas de
l’exhumation, négative dans le cas de l’enfouissement (ou épaississement). Lorsque le petit
carré blanc intitulé " simple " n’est pas coché, deux valeurs sont données (la vitesse
maximale sera toujours portée dans la case de droite) : le programme trace alors 10 trajets
PTt entre ces 2 valeurs extrêmes. On peut également tracer une seule courbe à la fois en
sélectionnant le petit carré blanc sous u et en indiquant la valeur souhaitée.
" Z min-max " (en km), " T min-max " (en °C) donnent les dimensions du diagramme PT.
Le " Géotherme ", exprimé en Ma, donne l’équidistance des courbes " géothermes " rouges
tracées lorsqu’on lance le programme " Graphe " avec une valeur u min. et une valeur u max.
Dans le cas d’une valeur unique de u, Géotherme indique l’équidistance des repères sur le
trajet PTt. Le petit carré blanc " Montre les Géothermes ", lorsqu’il est coché, montre les
courbes " géothermes " si l’on a lancé le programme " Graphe " avec une valeur u min. et une
valeur u max.
En haut, à droite de ce cadre, un petit carré blanc " Fond " permet de sélectionner ou non un
" fond d’écran " montrant les faciès et gradients métamorphiques (voir ci-dessous). Deux
petits carrés de couleur permettent de choisir la couleur des trajets PTt (carré du haut) et des
géothermes (carré du bas). L’épaisseur du trajet peut également être modifiée.
La série de boutons : lance, respectivement, les programmes " Calcul ", " Graphe ". Le bouton
" Ajout " permet de dessiner un nouveau trajet après modification d’un ou plusieurs
paramètres (du cadre " Paramètres " et/ou du cadre " Graphe "), tout en conservant le (ou les)
tracé(s) précédent(s). " Montre/Cache " permet de voir/cacher à nouveau le diagramme
précédent que l’on a fermé/ouvert, sans relancer un nouveau tracé, pourvu que l’on n’ait pas
cliqué sur le bouton " Efface " qui supprime les diagrammes précédents. On quitte le
programme en cliquant sur le bouton " Fin ".
Permet de changer le fichier (*.bmp) de fond d’écran, montrant, par ex., les domaines P-Z des
différents faciès et réactions métamorphiques. Le carré blanc " Fond " du cadre " Graphe "
doit être coché.
Efface la dernière courbe, le dernier trajet PTt dessiné tout en conservant les courbes
précédentes ; si l’opération est renouvelée plusieurs fois, on efface successivement les courbes
précédentes
Rafraîchir Image :
Permet de réactualiser le graphe lorsque des informations erronées, héritées en général d’un
tracé précédent sont conservées (par ex., diagramme de faciès que l’on veut faire apparaître
ou disparaître). Il est indispensable de rafraîchir l’image lorsque l’on dessine un nouveau tracé
(bouton " Ajout ") en ayant modifié les dimensions du graphe (Zmin-max du cadre Graphe).
Permet de lire les paramètres affichés dans un fichier *.UPL (tel que les exercices proposés et
regroupés dans le sous-répertoire " exercices ").
Sauve tous les paramètres affichés dans la fenêtre principale dans un fichier UPL.
Sauve tous les paramètres affichés dans la fenêtre principale (dans le fichier d’initialisation
metamod.ini) pour une utilisation ultérieure du programme avec ces nouveaux paramètres au
démarrage.
La fenêtre du diagramme Z - T :
Le diagramme PT ou, pour être plus exact, Z-T est obtenu en cliquant sur le bouton
" Graphe ". Ce diagramme peut être déplacé en cliquant, avec la souris, sur la barre bleue (en
haut) et en faisant glisser la souris. Il peut être également redimensionné en tirant sur les
arêtes ou les coins ou encore, en double-cliquant sur la barre bleue (plein écran). On note que
Z augmente vers le bas. Le(s) trajet(s) PTt apparaissent en bleu (couleur par défaut), avec des
tirets ou des cercles équidistants, en fonction de la valeur de " Géotherme " de la fenêtre
principale. Si le graphe a été tracé avec " u " multiple, les géothermes apparaissent (en rouge,
couleur par défaut).
cliquer, avec la souris, sur la barre bleue et faire glisser. Les petits signes sur la barre bleue
permettent de réduire cette fenêtre ou bien de fermer le diagramme Z-T.
La fermeture de la fenêtre " Graphe " n’efface pas le travail tant que l’on ne clique pas sur le
bouton " Efface " et que l’on ne ferme pas le programme.
Menu Fichier :
Lire Image : Permet de lire un diagramme Z - T conservé dans fichier *.bmp. Cette image est
" passive " par rapport au programme : elle ne peut pas être redimensionnée, les courbes ne
peuvent pas être effacer, etc.
Sauver Image sous : Permet de sauvegarder un diagramme Z - T dans fichier *.bmp. Noter
que les étiquettes ne sont pas conservées.
Imprimer : Permet d’imprimer le graphe édité. Toutefois, sous Windows 311, le fond d’écran
n’est pas (ou mal) imprimé. Si l’on souhaite imprimer une figure complète, faire une
" impression d’écran " (bouton en haut à droite du clavier) que l’on imprime à partir d’un
logiciel de dessin, de traitement d’images ou simplement de traitement de textes.
Lire faciès : Permet de changer le fichier (*.bmp) de fond d’écran, montrant, par ex., les
domaines P-Z des différents faciès et gradients métamorphiques.
Efface Dernier Tracé : Efface la dernière courbe, le dernier trajet PTt dessiné tout en
conservant les courbes précédentes ; si l’opération est renouvelée plusieurs fois, on efface
successivement les courbes précédentes dans l’ordre inverse où elles ont été dessinées.
Menu Options :
Couleur Géothermes : Change la couleur des courbes géothermes, dans le cas d’un tracé à
vitesses u variables.
Couleur du Tracé : Propose un choix de couleurs pour tracer les prochaines courbes.
Menu flottant (accessible en cliquant sur le graphe avec le bouton droit de la souris)
Nouvelle Etiquette : Permet d’écrire une information sur le diagramme. Sous Windows 95
(98 et NT), l’étiquette sera localisée là où l’on a fait apparaître le menu flottant. Taper le texte
et valider en tapant sur la touche " entrée " du clavier. On peut choisir une autre place pour
l’étiquette si, avant de valider, on clique ailleurs avec le bouton gauche de la souris. Sous
Windows 311, cette dernière opération est absolument nécessaire.
Si l’on souhaite la supprimer, cliquer sur l’étiquette. Taper sur " oui " du message de
confirmation.
Imprimer : Permet d’imprimer le graphe édité. Toutefois, sous Windows 311, le fond d’écran
n’est pas (ou mal) imprimé. Si l’on souhaite imprimer une figure complète, faire une
" impression d’écran " (bouton en haut à droite du clavier) que l’on imprime à partir d’un
logiciel de dessin, de traitement d’images ou simplement de traitement de textes.
Lire faciès : Permet de changer le fichier (*.bmp) de fond d’écran, montrant, par ex., les
domaines P-Z des différents faciès métamorphiques.
Efface dernier Tracé : Efface la dernière courbe, le dernier trajet PTt dessiné tout en
conservant les courbes précédentes ; si l’opération est renouvelée plusieurs fois, on efface
successivement les courbes précédentes dans l’ordre inverse où elles ont été dessinées.
Options:
Fond visible : Fait apparaître ou disparaître le dessin en fond d’écran (diagrammes des
différents faciès métamorphiques par ex.).
Couleur du graphe : Propose un choix de couleurs pour tracer les prochaines courbes.
Cercles sur géothermes : Remplace les cercles, repères temporels sur le tracé,
par un petit trait et réciproquement.
Le " fond d’écran " est un diagramme PT sur lequel sont portés les différents faciès
métamorphiques, le géotherme moyen dans la lithosphère continentale et les principaux
gradients métamorphiques rencontrés dans les chaînes de montagnes (hautes pressions -
basses températures : HP-BT, Pressions intermédiaires - hautes températures : PI - HT et
hautes températures - basses pressions : HT - BP). Le fichier " Facies.bmp " (Facies31.bmp
pour windows 311) est utilisé par défaut. D’autres fichiers sont disponibles en utilisant les
commandes " Lire faciès " : F.bmp, Ride.bmp (montrant les principaux faciès dans le manteau
supérieur), Reaction.bmp (et Reac311.bmp ; montrant les champs de stabilité des principaux
minéraux des métapélites). Selon la configuration de votre écran (16, 256 ou 65 536
couleurs), ces figures seront plus ou moins lisibles. Il est possible d’utiliser de nouveaux
fichiers (au format *.bmp) préalablement copier dans le répertoire " metamod ". Lorsque de
tels nouveaux fichiers sont appelés, une fenêtre demande les coordonnées en pixels de
l’origine des axes, l’abscisse du point Z = 0 et T = 1200°C et l’ordonnée du point Z = 70km et
T = 0°C (voir annexe III). On peut choisir de faire apparaître ou non ce fond d’écran sur le
Graphe Z - T.
Le logiciel propose quelques exercices pour lesquels les paramètres (et le fond d’écran) sont
prédéfinis. Ils vont nous permettre de comprendre ce dont témoignent les évolutions des
roches métamorphiques. Ils permettent de se familiariser avec le programme et peuvent
ensuite être adaptés. Chacun exercice contient plusieurs fichiers (*.upl). Pour chercher un
exercice dans le sous répertoire " exercices ", sélectionner la commande " Lire les
paramètres " du Menu Fichier de la fenêtre principale. Dans la fenêtre " Ouverture " qui
apparaît, ouvrir le répertoire " exercices ". Choisir parmi les six sous-répertoires qui sont
proposés et l’ouvrir (par ex. : 1-paramètres). Ouvrir le premier fichier .UPL proposé (par ex. :
1a.upl). Les paramètres de la fenêtre principale du programme sont réactualisés. Lancer le
bouton " Graphe " et renouveler l’opération avec les autres fichiers *.upl du sous - répertoire
(sans effacer, en principe, le précédent tracé ; bouton " Ajout "). Chaque fichier *.upl
correspond à un seul tracé. (Remarque : par mesure de précaution, ces fichiers sont protégés
en écriture). Il est possible de modifier un fichier *.upl ou d’en créer de nouveaux en utilisant
" Sauve les paramètres sous … "
Sur la figure 1, l’évolution thermique d’une roche dessine une boucle. Nous avons noté que
les roches métamorphiques retenaient principalement le témoignage du pic en T. En
conséquence, ce qui sera le mieux préservé dans ces roches est leur histoire rétrograde, c’est
à dire l’exhumation, lorsqu’elles remontent vers la surface où elles affleurent. Les
témoignages de l’histoire prograde, lorsque les roches s’enfoncent, au cours de
l’épaississement, sont exceptionnels. Aussi, les modèles thermiques s’intéressent surtout à
cette remontée .
I - Influence des paramètres thermiques des roches sur la forme des trajets PTt
:
Dans ce premier exercice, nous nous proposons de comprendre pourquoi les roches continuent
de se réchauffer, dépassant le géotherme moyen, en remontant vers la surface pendant
l ’amincissement d’une croûte continentale épaisssie(fig. 1b). Pour cela, nous allons simuler la
trajectoire rétrograde, vers la surface, d’une roche portée à 45km de profondeur dans une
chaîne de montagnes (2ème étape de la fig. 1a). Les conditions de T et Z initiales choisies
(675°C et 45km) sont celles de nombreuses éclogites du Massif Central français. Mais ce
choix est arbitraire.
a - Influence de la production de chaleur A : Avec "Lire les paramètres " du Menu Fichier,
sélectionner exercices/1-paramètres/1a.upl. La vitesse de remontée u est de 0.3 mm/an (= 0.3
km/Ma). Les valeurs de A et de k sont des valeurs moyennes dans la croûte continentale.
Clique sur le bouton " Graphe ". Le graphe noir qui se dessine correspond au trajet PTt
rétrograde d’un échantillon porté à 45 km (et T = 675°C). Au cours de son exhumation, la
roche se réchauffe dans un premier temps, avant de se refroidir. Grâce à la fonction " Nouvelle
Etiquette " du Menu flottant, on aura soin d’indiquer pour chaque courbe les valeurs des
paramètres.
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires " exercices et 1-paramètres " :
1a.upl : trajet rétrograde avec les valeurs moyennes dans la croûte (A = 0.5W/ m3 et k = 2.5
W/m°K )
I bis - Influence des sources de chaleur A dans une croûte continentale épaissie ...
:
Les 10 courbes bleus montrent les trajets rétrogrades d’une roche R de la figure 1 obtenus
avec des vitesses d’exhumation variables : 0.1 mm/an, 0.2, ... 1mm/an. Plus la vitesse
d’exhumation est grande (1 mm/an), moins le réchauffement est important. Lorsque la vitesse
est grande, le mode de transfert de chaleur par convection devient dominant.
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires " exercices et 1-paramètres " et choisir 1f.upl
Bien que les roches métamorphiques n’enregistrent pas (ou peu) le trajet prograde (1ère étape
de la fig. 1a), correspondant à l’enfoncement, au stade " épaississement ", il est possible de
simuler cette étape. On va apprécier, dans cet exercice, l’influence de la vitesse
d’enfoncement (ou de chevauchement) sur la forme du trajet prograde. On notera que la
vitesse u est, ici, une vitesse verticale ; dans un chevauchement, u = V.sin avec angle du
chevauchement et V, vitesse du chevauchement.
Trois graphes sont dessinés successivement, avec des vitesses u = -1 mm/an, puis -5 et -10
mm/an. " Z0 " est de 0km ; " t maxi " est fixé à 50, 10 et 5 Ma pour chaque graphe pour
atteindre la profondeur de 50km ; on choisit des valeurs moyennes dans la croûte continentale
pour A et k (exercices 2-enfouissement/2a, 2b, 2c.upl). Les trajets se déplacent vers les hautes
pressions - basses températures lorsque la vitesse d’enfoncement u augmente. Pour les fortes
valeurs de la vitesse (plusieurs cm/an) rencontrées dans les zones de subduction, le trajet
coïncide ou est voisin du gradient de HP-BT visible sur le " fond d’écran ". Ce trajet traverse
les faciès Schistes Bleus et Eclogite , effectivement rencontrés dans les zones de subduction.
Pour les vitesses de l’ordre du mm/an, vitesse des chevauchements crustaux au cours d’une
collision intracontinentale, il n’y a pas ou peu de perturbations thermiques : le trajet suit le
géotherme moyen.
Si l’on augmente la conductivité k pour une vitesse donnée (par ex. 10mm/an : 2d.upl), on
remarque que le trajet se déplace vers les hautes T d’une cinquantaine de degrés.
Le trajet devient de plus " haute pression - basse température " quand la vitesse
d’enfoncement augmente : c’est l’influence prépondérante du facteur " convection " de
l’équation de la chaleur. Si k est fort, les roches se rééquilibrent mieux avec
l’environnement chaud dans lequel il se trouve.
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires exercices et 2-enfouissement :
2a., 2b., 2c.upl : u = -1, -5, -10 mm/an ; t max : 50, 10, 5 Ma
Dans la chaîne paléozoïque hercynienne, bien représentée dans le Massif Central, le Massif
Armoricain et Pyrénées, l’évolution métamorphique régionale d’une série de roches
matérialise le plus souvent un " gradient métamorphique de type Pressions Intermédiaires "
(barrovien). De rares échantillons d’éclogites peuvent témoigner de Pressions
significativement plus élevées : elles vont servir dans cet exercice de valeurs maximales (Z0 =
45 km et T = 675°C).
Dans cet exercice, nous allons suivre les trajectoires d’exhumation (rétrogrades)
d’échantillons enfoncés à différentes profondeurs, au cours d’une collision, et qui sont
exhumés par le simple processus de remontée gravitaire (isostatie) associé à l’érosion (2ème
étape de la fig. 1a). Les vitesses de remontée, dans un tel contexte géodynamique, sont
évaluées entre 0.2 et 0.5 mm/an. Nous allons tracer les trajectoires rétrogrades d’une série
d’échantillons à des profondeurs initiales de 45, 40, ... 5 km et remontant à une vitesse
constante u = 0.3 mm/an. Pour cela, lancer " exercices 3-gradient/3a " avec Z0 = 45, puis
diminuer Z0 de 5 en 5 jusqu’à 30km, ensuite opérer de même avec " 3b.upl ". On notera, pour
chaque trajet, grâce à une étiquette, le temps auquel le pic en T a été atteint. On remarque que
les pics des T coïncident avec le gradient de Pressions intermédiaires (PI - BT). D’autre part,
ces pics de T ne sont pas atteints en même temps : le gradient métamorphique n’a jamais
existé à un moment " t " donné de l’histoire de la chaîne.
Les pics des T des différents échantillons, dont témoignent les paragenèses des roches
métamorphiques, matérialisent un gradient métamorphique de PI (voir en première
partie dans LES ROCHES METAMORPHIQUES : TEMOINS DE L’EVOLUTION
THERMIQUE DE LA LITHOSPHERE - Gradient métamorphique et trajets P,T, t ...).
Quelles sont les paragenèses (associations minéralogiques) de roches ayant suivies de telles
évolutions thermiques ? Elles dépendent, tout d’abord, de la nature des roches. Supposons
qu’ils s’agissent de roches argileuses (= métapélites ou micaschistes). Utilisons en " fond
d’écran ", un diagramme montrant les champs de stabilité de quelques minéraux importants
trouvés dans ces roches ainsi que la courbe d’anatexie (A) marquant le domaine où les roches
commencent à fondre. Pour cela, avec " Lire faciès ", sélectionner " Reaction.bmp " (sans
effacer la figure réalisée jusque là). Les abréviations utilisées sur cette figure sont :
Musc : muscovite ; Q : quartz ; Biot : biotite ; Gt : grenat ; Std : staurotide ; Cord : cordiérite ;
Sill ou S : sillimanite ; Fk : feldspath potassique ; A : andalousite et courbe d’anatexie.
Les roches les plus superficielles (Z0 = 5, 10 et 15 km) n’atteignent pas la courbe qui limite le
champ de stabilité de la muscovite (ce minéral est stable à droite de la première courbe). Cette
courbe est recoupée deux fois par la roche Z0 = 20 km. La première fois, lorsque celle-ci se
réchauffe : le minéral apparaît dans la roche. La deuxième fois, au cours du refroidissement,
mais il ne se passe rien. En effet, nous avons expliqué précédemment qu’une roche
métamorphique conserve l’association minéralogique de plus hautes températures. Le trajet P-
T-t n’a pas atteint la courbe qui limite le domaine de stabilité de la biotite : la roche est un
micaschiste à muscovite (quartz, chlorite, feldspath, minéraux accessoires peuvent être
présents). Le trajet de la roche Z0 = 25 km franchit la réaction " Biot " : la roche est une
métapélite à 2 micas (biotite et muscovite).
Appliquons le même raisonnement aux autres roches : la paragenèse d’une roche correspond
aux minéraux stables au pic en température du trajet thermique de cette roche. Ainsi la roche à
On peut illustrer ces paragenèses en utilisant les documents du paragraphe " Le tracé du
gradient métamorphique du dôme du Lévezou " dans Nicollet C. et M. (1996, Bull. APBG,
p.299-341)
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires exercices et 3-gradient :
En fin d’exercice, avec " Lire faciès ", choisir le fond d’écran " Reaction.bmp ".
Dans le Sud-est du Massif Central (Massif du Pilat, du Velay, Montagne Noire), dans les
Pyrénées ..., le gradient métamorphique est du type Hautes Températures - Basses Pressions.
Celui - ci se surimpose à un métamorphisme de PI. Ce métamorphisme de HT, tardif dans
l’orogène hercynienne (320 – 280 Ma), est associé à des structures tectoniques en extension.
Celles - ci témoignent de l’amincissement tardi orogénique qui a ramené rapidement la
croûte à son épaisseur normale. Au cours de ce processus tectonique, la vitesse d’exhumation
augmente significativement.
Dans un premier temps (exercice 4-exhumation/4a.upl), nous allons suivre le trajet d’un
échantillon remontant à la vitesse de 0.3 mm/an, vitesse moyenne au cours de la
rééquilibration gravitaire associée à l’érosion : le pic en T de ce trajet se place sur le gradient
métamorphique de PI (voir exercice précédent).
Nous allons supposer, maintenant, qu’au pic en T, la vitesse d’exhumation augmente. A partir
du pic en T, modifions la vitesse d’exhumation : 5 et 10 mm/an (exercices 4- exhumation /4 b
et c.upl), vitesses typiques au cours de processus d’exhumation tectonique. Le pic en T est
déplacé vers les Basses Pressions. Il se situe dans le domaine du gradient métamorphique de
HT-BP. Si l’on reproduit cet exercice sur d’autres échantillons enfouis à des profondeurs
variables, leurs pics en T matérialiseront un gradient de HT-BP.
Comme dans l’exercice précédent, utiliser en fond d’écran le diagramme " Reaction.bmp ". La
paragenèse (correspondant aux minéraux stables au pic en température du trajet thermique)
d’une métapélite exhumée rapidement selon le trajet ci-dessus est à : muscovite, biotite ,
cordiérite, sillimanite (pour u = 5mm/an) ou andalousite (pour u =10 mm/an), quartz. Le
grenat n’est plus stable.
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires exercices et 4- exhumation:
4a.upl : u = 0.3 mm/an ; Z0 : 35km puis
4b et 4c.upl : u=5 et 10 mm/an ; Z0 : 27 km
En fin d’exercice, avec " Lire faciès ", choisir le fond d’écran " Reaction.bmp ".
Les roches de HP-BT, caractéristiques des faciès " Schistes Bleus " et " Eclogite de BT " (T<
500°C), bien représentées dans les convergences récentes (océan-océan, océan-continent ou
continent - continent jeune : Alpes ; Queyras et Corse), deviennent rares dans les chaînes
anciennes (paléozoïques et précambriennes ; dans la chaîne hercynienne de France, le faciès
Schistes Bleus est connu à l’Ile de Groix et au Bois de Céné, Vendée). Pourquoi ?
Remarquons, que dans les périodes très récentes (<10Ma), ces roches se forment dans les
zones de convergence océan-océan (pourtour péri - pacifique), où les vitesses, très grandes
dans les zones de subduction, sont les seules qui permettent d’atteindre des gradients d’aussi
BT-HP (voir II). En conséquence, ce type de métamorphisme se forme dans la période
précoce de l’histoire d’une chaîne, avant la collision continent - continent. D’autre part, la
préservation de ces conditions dépend de l’évolution thermique des roches lors de leur
remontée à la surface.
Dans le Menu Fichier de la fenêtre principale, sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir
successivement les sous-répertoires exercices et 5 - SB :
Sélectionner " Lire les paramètres ", ouvrir successivement les sous-répertoires exercices et 6
- Ride :
- ANNEXES -
Le logiciel " MetaMod " suppose, pour chaque simulation, que A et k sont constants. Dans la
nature, il n’en est pas de même. Ainsi, dans la lithosphère océanique, pauvre en éléments
radioactifs, la production de chaleur A est bien plus faible que dans la lithosphère
continentale. Dans la croûte continentale, la répartition verticale de ces éléments est inégale.
Ainsi, A est supérieur à 1 W/m3 jusqu'à 16km de profondeur, varie entre 0.3 et 0.7W/m3
jusqu'à la base de la croûte et n’est plus que de 0.02 W/m3 dans le manteau supérieur. Ces
valeurs nous permettent de comprendre pourquoi, lors d’un épaississement de la croûte
continentale (fig. 1a), les géothermes dépassent le géotherme moyen (fig. 1b). Dans ce cas, on
augmente l’épaisseur de la croûte (superficielle) qui a une production de chaleur A élevée.
La conductivité des roches k augmente avec la température, diminue avec la profondeur. Elle
varie en fonction des roches. . Quoiqu’il en soit, d’une manière générale, les roches sont de
mauvais conducteurs thermiques et leurs conductivités restent faibles, inférieures à 10
W/m°K. Dans la croûte continentale, k varie, en moyenne, entre 1.5 dans la croûte profonde
et 3 W/m°K dans la croûte superficielle. La valeur moyenne de 2.5 W/m°K utilisée dans nos
exercices est une valeur raisonnable. On prendra 3.5 W/m°K dans le manteau lithosphérique.
II - L’équation du géotherme :
Nous avons écrit plus haut que la dissipation de la chaleur à l’intérieur du globe est exprimé
par l’équation de la propagation de la chaleur :
si l’on ne considère que les transferts verticaux (à la vitesse u), en fonction de la profondeur
z. T est la température, t le temps, la masse volumique. Cp est la capacité thermique
(mesure la chaleur nécessaire pour faire augmenter de un degré la température d’un volume
unitaire de roche). A est la production de chaleur, kappa) la diffusivité thermique, c’est
à dire de la capacité de ces roches à laisser circuler la chaleur. Cette équation fait apparaître
les principaux modes de transfert de chaleur (second terme de l’équation : transfert de
chaleur par conduction ; troisième terme de l’équation : transfert de chaleur par
convection) et de production (ou pertes) de chaleur (premier terme de l’équation).
Dans les Zones instables de la lithosphère : Nous avons remarqué que le signe - devant le
troisième terme de l’équation indique une compétition entre les termes convectif et conductif.
Si le terme convectif est grand (c’est à dire si u, la vitesse, est grande) devant le terme
conductif, la température varie peu en fonction du temps et par voie de conséquence, de la
profondeur. A la limite des plaques lithosphériques, zones de subduction et rides océaniques,
les vitesses de déplacement sont grandes (u <0 dans le premier cas et >0 dans le deuxième
cas). En conséquence, la température varie peu en fonction de la profondeur : les isothermes
sont étirés dans les zones de subduction et resserrés au niveau des rides océaniques.
Dans les Zones stables : A l’intérieur d’une plaque lithosphérique, les déplacements verticaux
et la variation de T en fonction du temps (T / t) sont proches de 0. L’équation de chaleur se
simplifie de la sorte :
T z2 = - A / k
Ceci est l’équation de Poisson dont la solution est l’équation d’une parabole :
T(z) = - A / 2k . z2 +Q0 / k . z + T0
On peut calculer des géothermes dont les formes varient en fonction de Q0, k et A. En effet, la
valeur de ces paramètres varie significativement en fonction de la nature des roches (voir ci-
dessus).
III - Création d’un nouveau " fond d’écran " (fichier *.bmp) :
Le logiciel est fourni avec plusieurs diagrammes P T, dits " Fond d’écran ", qui montrent les
principaux faciès et gradients métamorphiques et géotherme moyen. Pour passer d’une figure
à l’autre, il suffit d’utiliser la commande " Lire Faciès ", accessible à partir des différents
menus et de choisir parmi les fichiers *.bmp proposés.
De plus, le logiciel donne la possibilité de personnaliser son " fond d’écran ". Pour cela,
copier dans le répertoire " METAMOD " la figure souhaitée, en format bipmap (*.bmp).
Utiliser la commande " Lire Faciès " et choisir le nouveau fichier : une fenêtre vous informe
que le fichier metamod.ini ne possède pas les paramètres de ce nouveau fichier.
En cliquant sur " OK ", une nouvelle fenêtre propose de rentrer les coordonnées, en pixels, de
l’origine des axes, de l’abscisse du point T = 1200°C (et Z = 0 km) et l’ordonnée du point Z =
70km (et T = 0°C).
Une fois ces informations données, cliquer " Fin " et le nouveau fond d’écran est connu de
" METAMOD ". La commande " Annulation " nous ramène au fond d’écran préalablement
utilisé.
En cas d’erreur sur les coordonnées d’un fichier *.bmp, éditer le fichier " metamod.ini " du
répertoire " Metamod " (avec un quelconque éditeur de texte, par ex. Notepad) et modifier
directement les valeurs présentées sous cette forme :
Le programme utilisé dans cet exercice est basé sur une solution analytique de l’équation de la
chaleur (2), proposée par Carslaw et Jaeger en 1959. Celle-ci est :
k est la conductivité thermique, (liée à la diffusivité thermique, par = k / .Cp) et a la
pente initiale (= gradient géothermique T/z) du géotherme ; erfc () est une fonction
d’erreur. La vitesse de déplacement (u) est constante, de telle manière que la profondeur z à
un temps t est z(t) = z0 - ut.
V - Adresse utile : Si vous avez des problèmes avec METAMOD, des commentaires ou des
suggestions, n’hésitez à me contacter :
Le granite est une roche magmatique plutonique leucocrate dont les cristaux ont
une taille pluri millimétrique à centimétrique, rarement décimétrique. La texture de
la roche est grenue. L'équivalent effusif est la rhyolite (voir une microphotographie
?). Les trois minéraux essentiels sont le quartz, le feldspath potassique (orthose ou
microcline) et le feldspath calco-sodique (plagioclase). Les minéraux ferro-
magnésiens, essentiellement biotite et/ou amphibole, sont en proportion inférieure à
5-10%. Dans un granite au sens strict, le feldspath potassique est plus abondant que
le plagioclase. Lorsque le Fk est largement dominant, on parle de granite alcalin ;
lorsque c'est le plagioclase qui domine, on parle de granodiorite (voir le batholite
de la Sierra Nevada ?). On classe les granites grâce à la Classification du Double
triangle de Streckeisen.
Le granite de Calvi, en Corse
Le granite porphyroïde, appellé granite à dents de cheval, contient de grands
cristaux centimétriques d'orthose au sein de cristaux millimétriques. Un bel
exemple dans le Massif Central est le granite de la Margeride.
Sur la microphotographie de gauche, quartz, feldspath, biotite et hornblende verte
sont observés en LPNA. La photo à droite, en LPA, montre des lamelles d'albite
(=perthites) dans un feldspath potassique perthitique.
La majeure partie d'un massif granitique est composée de granite au sens strict.
Mais il faut signaler également de rares filons d'aplites traversant le granite (photo
de gauche) et des lentilles de pegmatites dans les roches encaissants le granite
(photo de droite).Ces 2 roches sont très claires, quartzo-feldsphatique avec très peu
de muscovite et minéraux ferromagnésiens. Ces roches repésentent les produits les
plus tardifs de la cristallisation du magma granitique. De ce fait, elles concentrent
des éléments rares qui n'ont pas été incorporés dans le granite ; c'est pourquoi, on
trouve des minéraux rares tel que tourmaline, béryl, etc. dans les pegmatites.
L'aplite a des cristaux de petite taille (millimétrique) ; au contraire, les cristaux des
pegmatites sont gros : centimétrique, décimétrique et parfois même métrique à
pluri-métrique : on parle de texture pegmatitique.
Enclaves basiques dans la granodiorite de Rosas (Costa Brava, Espagne. Les teintes plus ou
moins claires des enclaves montrent que celles-ci résultent d'un mélange en proportion
variable des magmas acide (=fusion crustale) et basique (=fusion mantellique).
Les granites contiennent également des enclaves dont la répartition est hétérogène.
Certaines de ces enclaves sont des morceaux des roches (métamorphiques)
encaissantes. La majorité sont des enclaves de magma basique d'origine
mantelliques : on les appelle simplement les enclaves basiques. Leur forme ovoïde,
plus ou moins sphérique et leur composition variable suggère que le magma
basique s'est mis en place dans le magma granitique et qu'il y a eu un mélange plus
ou moins complet entre les 2.
Certains granites ont des contacts nets, tranchés avec leur encaissant : on parle de
granites intrusifs. Le massif intrusif est souvent entouré d'une auréole de
(métamorphisme de) contact dans l'encaissant, ce qui dénote, lors de la mise en
place du granite, d'un contraste thermique entre le magma granitique chaud et
l'encaissant plus froid : le magma a migré depuis sa région source, profonde et
chaude et intrude des roches plus superficielles et plus froides.
D'autres granites présentent des contacts diffus, progressifs avec les roches
encaissantes métamorphiques. Ce sont les granites d'anatexie. L'absence d'auréole
de métamorphisme de contact indique qu'il n'y a pas de contraste thermique entre le
magma et son encaissant. Le passage est progressif entre des roches hautement
métamorphiques et le granite d'anatexie par l'intermédiaire de gneiss
migmatitiques. Le magma granitique s'est formé sur place et représente le stade
ultime du métamorphisme. Si ce magma migre vers la surface, il peut être à
l'origine de granites intrusifs.
En conséquence, la solubilité des éléments diminue lorsque cette eau remonte vers
la surface. Sur la figure ci-dessus, la flèche rouge montre la teneur en silice dans
l'eau libérée par une roche à 6kb - 600°C et qui remonterait à 2kb - 300°C. La
concentration varie de 15g/kg-solution à 1 g/kg. : au cours de ce refroidissement -
exhumation, l'eau, saturée en silice, précipite du quartz. C'est ainsi que se forment
ces lentilles de quartz ; leur important volume dans ces schistes des Cévennes
témoigne de transferts significatifs de matière.
Inclusions fluides de CO2 sous forme à la fois liquide et gazeux, dans la cordiérite,.
L’arrangement des inclusions miment d'anciennes fractures. Le petit cristal sphérique de
zircon (Z : silicate de zirconium) mesure environ un dixième de mm. de dimension.
Microphotographie en LPNA.
S’il est possible de faire une chronologie relative entre plusieurs minéraux dans une
roche, montrer que ceux-ci sont " à l’équilibre ", définissant une paragenèse, il est
plus difficile de faire la même chose avec des " inclusions fluides ".
Or, nous avons déjà noté (voir par ex. "le Trajet PTt") que la majorité des réactions
du métamorphisme régional sont des réactions de déshydratation avec une pente
positive. Ces réactions sont du type : H = A + VH2O où H est un assemblage de
minéraux hydratés, A un assemblage de minéraux anhydres (ou de mnx moins
hydratés que H) et VH2O la phase vapeur d’eau. La pente d’une telle réaction est
positive et augmente avec la P ; elle peut s’inverser et devenir négative à HP, en
général dans les profondeurs mantelliques. C’est le cas de la réaction hornblende =
Opx + Cpx + VH2O qui s’inverse aux environs de 2 GPa. De fait, la pente de la
réaction est largement contrôlée par les propriétés thermodynamiques de la phase
vapeur, au moins jusqu’aux profondeurs mantelliques : celle-ci a des V (à BP) et S
élevées. De même, la variation de pente en fonction de la P est liée à l’importante
compressibilité de la phase VH2O.
La pente des réactions de déshydratation est largement contrôlée par les propriétés
thermodynamiques de la phase VH2O
Si la pente de la réaction est positive, cela signifie que l’ensemble des phases
produites (A+ VH2O) ont un plus gros volume que l’ensemble de phases réactantes
H. On écrit V(A+ VH2O) >V(H). Ainsi, lorsque la profondeur (=P) augmente, le
volume des produits de la réaction augmente : ceci est contradictoire, puisque
l’augmentation de la profondeur doit s’accompagner d’une augmentation de la
densité (=diminution de volume). La contradiction est levée si cette vapeur libérée
par la roche, de faible densité (=gros volume), remonte vers la surface. Dans ce cas,
V(A) <V(H).
L’eau et la rétromorphose :
Ce type de réaction a des conséquences importantes pour la préservation des
paragenèses du métamorphisme. En effet, au cours de l’évolution rétrograde, la
roche préserve sa paragenèse de HT, car la réaction A+ VH2O =H ne peut pas se
réaliser, puisque la phase VH2O a quitté la roche. Seul, un apport d’eau permettrait
la rétromorphose. Mais même dans ce cas, cette rétromorphose a toutes les chances
d’être limitée. En effet, l'infiltration des fluides se fait à la faveur de fractures
(fissures). Cependant, nous avons noté que le volume des phases hydratées (de BT)
est plus élevé que celui des phases anhydres (de HT) : V(H) >V(A). En
conséquence, lorsque la réaction se réalise par infiltration d’eau, la fissure est
rapidement bouchée. Ceci est bien illustré par la photo ci-dessous :
Cet orthogneiss des racines du Mont Rose, dans le Val de Domodosolla dans les
Alpes Italiennes préserve, à l'état métastable, les conditions du faciès amphibolite,
sauf sur une bande étroite horizontale plus claire (au milieu de la photo) où il est
ré-équilibré dans les conditions du faciès Schistes Verts.
La paragenèse de faciès amphibolite de l'orthogneiss ci-dessus est à Q, Feldspath et
biotite ; dans la bande étroite médiane, la biotite est remplacée par de la chlorite, à
la faveur d'une réaction (simplifiée) Biot + VH2O= Chl. Cette transformation
correspond au passage dans le faciès Schistes Verts ; elle se réalise lors du
refroidissement à la faveur de la circulation d'eau dans de petites fentes noires
(remplies de Chl) centimétriques que l'on observe au milieu de cette zone claire.
L'eau infiltre l'orthogneiss par les plans de foliation, mais l'augmentation de volume
qu'engendre la réaction colmate ces chenaux d'infiltration.
Pour estimer l’influence des fluides sur la stabilité des réactions, nous simplifions
en considérant une phase fluide constituée du mélange H20 et CO2. On peut
exprimer la proportion respective de ces 2 constituants dans la phase vapeur par le
rapport XH2O (fraction molaire) qui égale H2O/H2O + CO2. Dans un diagramme
T versus XH2O (pour une pression fixée), des réactions font intervenir différents
types de phases minéralogiques : H est un minéral hydraté (ou un ensemble de
minéraux hydratés), cad contenant des radicaux OH- dans sa structure ; C est
carbonate (ou un ensemble de carbonates), cad contenant des radicaux CO3=. A et
B sont des phases (ou un ensemble de phases) anhydres (ou moins hydratés ou
moins carbonées que H et C).
Dans un diagramme T - XH2O ( à P=Cte), le comportement des réactions est
dépendant de la nature du (ou des) fluide(s) qui intervien(nen)t.
- Cette phase Vapeur est introduite par infiltration dans la roche et sa composition
dépend d'un réservoir extérieur (dont on suppose que la composition ne change pas)
: cette composition reste constante au cours de l'évolution métamorphique de la
roche et n'est pas influencée par les réactions qui interviennent dans celle-ci. Ceci
est illustré par la ligne bleu ciel sur le diagramme T-XH2O ci-dessous. Le
"système" (=la roche) est ouvert à la phase fluide : on dit qu'il est "tamponné" par
un réservoir externe.
Nous avons remarqué que le faciès granulite se situe au-delà de la courbe de fusion
hydratée qui matérialise le début de l’anatexie. Nous avons aussi noté la succession
du faciès amphibolite et de l’anatexie et l’absence du faciès granulite dans les séries
métamorphiques telles que, par exemple, les séries de gradient de moyennes
pressions.
Sur cette première figure en conditions hydratées (PH20 = PL), le domaine du faciès
granulite (G) avec des minéraux anhydres est limité aux très faibles pressions
(P<0.1GPa) : il s’agit du faciès Cornéennes du métamorphisme de contact.
Si la vapeur d’eau est diluée avec du dioxyde de carbone, les réactions se déplacent
dans l’espace PT de telle sorte que les champs de stabilité des phases les plus
hydratées vont diminuer, c'est-à-dire dans le sens des flèches bleues. Il s’agit de H
dans la réaction H = A + V et M dans les réactions de fusion eutectique : A+V=M
et H+V=M.
En conséquence, le point invariant (et les trois réactions " glissantes ") glisse le
long de la réaction de fusion péritectique (flèche rouge) . Le champ du faciès
granulite s’ouvre entre celui du faciès amphibolite et le domaine de l’anatexie.
L’eau, une matière extraordinaire !
L’eau est une matière extraordinaire : elle est indispensable à la formation des
continents, ces radeaux de la lithosphère . Elle est à l’origine de la vie et elle reste
indispensable à son maintien sur notre planète, en particulier grâce des propriétés
physiques tout à fait exceptionnelles. L’eau est un des rares liquides qui se dilate
en congelant : ainsi les océans polaires congèlent en surface, mais isolent des
parties profondes qui restent liquides et " tempérées ", préservant la vie
aquatique : imaginons ce qu’il se passerait si la glace était plus lourde que l’eau !
S’il est possible de faire une chronologie relative entre plusieurs minéraux dans une
roche, montrer que ceux-ci sont " à l’équilibre ", définissant une paragenèse, il est
plus difficile de faire la même chose avec des " inclusions fluides ".
Ces 3 diagrammes montrent l'allure d'une réaction A+B=CD dans laquelle les phases
produites C+D ont
-diagramme de gauche : un volume inférieur à celui des phases réactantes A+B
-diagramme du milieu : une entropie supérieure à celui des phases réactantes A+B
-diagramme de droite : un volume inférieur et une entropie supérieure à celui des phases
réactantes A+B.
Or, nous avons déjà noté (voir par ex. "le Trajet PTt") que la majorité des réactions
du métamorphisme régional sont des réactions de déshydratation avec une pente
positive. Ces réactions sont du type : H = A + VH2O où H est un assemblage de
minéraux hydratés, A un assemblage de minéraux anhydres (ou de mnx moins
hydratés que H) et VH2O la phase vapeur d’eau. La pente d’une telle réaction est
positive et augmente avec la P ; elle peut s’inverser et devenir négative à HP, en
général dans les profondeurs mantelliques. C’est le cas de la réaction hornblende =
Opx + Cpx + VH2O qui s’inverse aux environs de 2 GPa. De fait, la pente de la
réaction est largement contrôlée par les propriétés thermodynamiques de la phase
vapeur, au moins jusqu’aux profondeurs mantelliques : celle-ci a des V (à BP) et S
élevées. De même, la variation de pente en fonction de la P est liée à l’importante
compressibilité de la phase VH2O.
La pente des réactions de déshydratation est largement contrôlée par les propriétés
thermodynamiques de la phase VH2O
Si la pente de la réaction est positive, cela signifie que l’ensemble des phases
produites (A+ VH2O) ont un plus gros volume que l’ensemble de phases réactantes
H. On écrit V(A+ VH2O) >V(H). Ainsi, lorsque la profondeur (=P) augmente, le
volume des produits de la réaction augmente : ceci est contradictoire, puisque
l’augmentation de la profondeur doit s’accompagner d’une augmentation de la
densité (=diminution de volume). La contradiction est levée si cette vapeur libérée
par la roche, de faible densité (=gros volume), remonte vers la surface. Dans ce cas,
V(A) <V(H).
L’eau et la rétromorphose :
Ce type de réaction a des conséquences importantes pour la préservation des
paragenèses du métamorphisme. En effet, au cours de l’évolution rétrograde, la
roche préserve sa paragenèse de HT, car la réaction A+ VH2O =H ne peut pas se
réaliser, puisque la phase VH2O a quitté la roche. Seul, un apport d’eau permettrait
la rétromorphose. Mais même dans ce cas, cette rétromorphose a toutes les chances
d’être limitée. En effet, l'infiltration des fluides se fait à la faveur de fractures
(fissures). Cependant, nous avons noté que le volume des phases hydratées (de BT)
est plus élevé que celui des phases anhydres (de HT) : V(H) >V(A). En
conséquence, lorsque la réaction se réalise par infiltration d’eau, la fissure est
rapidement bouchée. Ceci est bien illustré par la photo ci-dessous :
Cet orthogneiss des racines du Mont Rose, dans le Val de Domodosolla dans les
Alpes Italiennes préserve, à l'état métastable, les conditions du faciès amphibolite,
sauf sur une bande étroite horizontale plus claire (au milieu de la photo) où il est
ré-équilibré dans les conditions du faciès Schistes Verts.
La paragenèse de faciès amphibolite de l'orthogneiss ci-dessus est à Q, Feldspath et
biotite ; dans la bande étroite médiane, la biotite est remplacée par de la chlorite, à
la faveur d'une réaction (simplifiée) Biot + VH2O= Chl. Cette transformation
correspond au passage dans le faciès Schistes Verts ; elle se réalise lors du
refroidissement à la faveur de la circulation d'eau dans de petites fentes noires
(remplies de Chl) centimétriques que l'on observe au milieu de cette zone claire.
L'eau infiltre l'orthogneiss par les plans de foliation, mais l'augmentation de volume
qu'engendre la réaction colmate ces chenaux d'infiltration.
Pour estimer l’influence des fluides sur la stabilité des réactions, nous simplifions
en considérant une phase fluide constituée du mélange H20 et CO2. On peut
exprimer la proportion respective de ces 2 constituants dans la phase vapeur par le
rapport XH2O (fraction molaire) qui égale H2O/H2O + CO2. Dans un diagramme
T versus XH2O (pour une pression fixée), des réactions font intervenir différents
types de phases minéralogiques : H est un minéral hydraté (ou un ensemble de
minéraux hydratés), cad contenant des radicaux OH- dans sa structure ; C est
carbonate (ou un ensemble de carbonates), cad contenant des radicaux CO3=. A et
B sont des phases (ou un ensemble de phases) anhydres (ou moins hydratés ou
moins carbonées que H et C).
Dans un diagramme T - XH2O ( à P=Cte), le comportement des réactions est
dépendant de la nature du (ou des) fluide(s) qui intervien(nen)t.
- Cette phase Vapeur est introduite par infiltration dans la roche et sa composition
dépend d'un réservoir extérieur (dont on suppose que la composition ne change pas)
: cette composition reste constante au cours de l'évolution métamorphique de la
roche et n'est pas influencée par les réactions qui interviennent dans celle-ci. Ceci
est illustré par la ligne bleu ciel sur le diagramme T-XH2O ci-dessous. Le
"système" (=la roche) est ouvert à la phase fluide : on dit qu'il est "tamponné" par
un réservoir externe.
Nous avons remarqué que le faciès granulite se situe au-delà de la courbe de fusion
hydratée qui matérialise le début de l’anatexie. Nous avons aussi noté la succession
du faciès amphibolite et de l’anatexie et l’absence du faciès granulite dans les séries
métamorphiques telles que, par exemple, les séries de gradient de moyennes
pressions.
Sur cette première figure en conditions hydratées (PH20 = PL), le domaine du faciès
granulite (G) avec des minéraux anhydres est limité aux très faibles pressions
(P<0.1GPa) : il s’agit du faciès Cornéennes du métamorphisme de contact.
Si la vapeur d’eau est diluée avec du dioxyde de carbone, les réactions se déplacent
dans l’espace PT de telle sorte que les champs de stabilité des phases les plus
hydratées vont diminuer, c'est-à-dire dans le sens des flèches bleues. Il s’agit de H
dans la réaction H = A + V et M dans les réactions de fusion eutectique : A+V=M
et H+V=M.
En conséquence, le point invariant (et les trois réactions " glissantes ") glisse le
long de la réaction de fusion péritectique (flèche rouge) . Le champ du faciès
granulite s’ouvre entre celui du faciès amphibolite et le domaine de l’anatexie.
QUANTIFICATION - THERMOBAROMETRIE
Pour se former, un assemblage de minéraux a emmagasiné de l’énergie, sous forme d’énergie
de surface, énergie de dislocation, énergie de liaison entre les atomes. L’énergie de liaison
inter-atomique contrôle les réactions inter-minérales. On définit l’énergie libre de Gibbs G :
G = U + PV - TS
où U est l’énergie interne, S, l’entropie, (qui mesure le nombre de façons dont les constituants
atomiques se répartissent dans un minéral) et V le volume du minéral ou de l’association de
minéraux. Cette expression devient, avec H = U + PV :
Figure : Diagramme P-T-G montrant les surfaces d’énergie libre G C et G A+B pour le
minéral C et l’association de minéraux A+B. La ligne de réaction A+B = C sur le plan PT est
la projection de l’intersection de ces deux surfaces. A basses T, l’assemblage A+B stable a la
plus faible énergie. A plus hautes T, au delà de la réaction, C est la phase stable car elle a
l’énergie la plus faible.
A P, T et composition chimique fixées, lorsque plusieurs assemblages sont possibles, celui qui
a l’énergie libre la plus faible est stable. Dans un diagramme P-T-G, on peut définir une
surface l’énergie libre pour chaque minéral ou association de minéraux. Sur la figure 7,
l’association A+B a la plus faible énergie à basses T et est l’association stable dans ces
conditions. A plus hautes températures, c’est C qui est stable, car G C est inférieure à G A+B.
Le passage du domaine de l’association A+B au domaine de C, par le biais de la réaction
A+B= C, se fait lorsque G C = G A+B, c’est à dire lorsque la variation G = G C - G A+B = 0 (si
le système est fermé, c’est à dire qu’il n’échange pas d’énergie avec l’extérieur). On peut
donc écrire, lorsque la réaction A + B = C se réalise,
Cette grille est valable pour des minéraux dont les compositions chimiques sont fixées. Mais
la majorité des minéraux sont des " solutions solides ", c’est à dire que leur composition
chimique varie entre 2 (ou plus) pôles purs. Ainsi, l’olivine est une solution solide entre un
pôle pur ferrifère (fayalite : Fe2SiO4) et un pôle magnésien (forstérite : Mg2SiO4). Or, les
paramètres thermodynamiques H, S et V, et par voie de conséquence G, varient avec la
composition. Les plans G et leurs intersections se déplacent dans l’espace P-T-G, et donc la
position des réactions dans l’espace P-T. De ce fait, GSS d’une réaction impliquant des
" minéraux solutions solides " est
GSSGGM
où l’énergie libre de mélange GM = RT ln K. R est la constante des gaz parfaits, ln, le
logarithme népérien et K, la " constante d’équilibre " qui est fonction de la composition
chimique des minéraux.
Pour un géothermomètre, on choisit une réaction pour laquelle la variation d’entropie est forte
et la variation de volume faible : ainsi, la T calculée sera peu sensible aux variations de la
pression. On ferra le choix inverse pour un baromètre. Les thermomètres basés sur les
réactions d’échanges du fer et du magnésium entre deux minéraux sont sans doute les plus
classiques. Dans le cas d’un couple biotite - grenat, le calcul de l’équation est basé sur la
réaction fictive :
où phlogopite et annite, pyrope et almandin sont respectivement les pôles purs magnésiens et
ferrifères de la biotite et du grenat. Le V de cette réaction est faible tandis que le S est fort.
Ferry et Spear (1978) calculent :
A droite sont représentées, en bleu, les Trajectoires P-T-t des roches R. Au cours de
l'épaississement, les roches, chevauchées, s'enfoncent rapidement. La pression
augmente régulièrement en fonction de la profondeur Z. En simplifiant, P = d.g.Z
(d : densité des roches, g : accélération de la pesanteur). A cause de leur mauvaise
conductivité thermique, les roches ne se réchauffent que lentement. Dans le
diagramme PT, elles suivront des trajets proches de l'axe des P. Le géotherme
(pointillés jaunes) se déplace vers les basses températures (t0). Lorsque la
convergence s'interrompt, les roches se réchauffent tandis qu'elles commencent à
remonter (P diminue tandis que T augmente encore). Le géotherme évolue vers les
hautes températures (t1, t2, t3) et dépasse Gm, le géotherme moyen. Lorsque la
remontée s'accentue, P et T diminuent ensemble.
Au cours du trajet prograde (P et T augmentent), les roches modifient leur
minéralogie en franchissant des réactions de déshydratation du type : H = A + V où
H est un assemblage de minéraux hydratés, A de minéraux anhydres et V la phase
vapeur (H2O). Cette vapeur libérée par la roche, de faible densité, remonte vers la
surface. Au cours du métamorphisme rétrograde, lorsque T diminue, de telles
réactions sont franchies en sens inverse, mais la vapeur nécessaire à leurs
réalisations, n'est plus disponible : les associations minéralogiques de plus hautes T
persistent. Elles matérialisent le gradient métamorphique (en tirets verts). Les
intersections entre les trajets P-T-t et les géothermes montrent que les roches
n’atteignent pas leurs pics en température au même moment.
Ainsi, le gradient métamorphique, qui enregistre ces " pics ", n’a pas d’existence à
un temps donné.
Le massif d'anorthosite d'Ankafotia forme une amande blanche allongée (env. 10km de long)
dans la direction NS sur cette image de Google Maps (voir aussi un peu au Sud le Massif de
Saririaky)
Agrandir le plan
En effet, l'observation au microscope (en "Lumière Naturelle") montre que la
texture coronitique est polyminérale. Les minéraux magmatiques, primaires (Opx1
et Pl1) sont séparés par du clinopyroxène (Cpx2), une nouvelle génération
d'orthopyroxène et plagioclase (Opx3 + Pl3) et une couronne de grenat et quartz
(Gt2 + Q). On interprète cette observation comme le résultat du franchissement de
la réaction Opx + Pl = Cpx + Gt + Q dans un sens, puis dans l'autre. Le petit côté de
la photo mesure environ 1mm.
L'été est l'occasion d'aller à la cueillette des éclogites fraîches pour renflouer les
tiroirs des collections. Mais les éclogites non rétromorphosées ne courrent pas les
rues ! Dans le Alpes, on peut trouver ces roches au pied du Viso ou bien du côté du
Cervin ...
Une éclogite (terme défini par Haüy en 1822) est une roche magmatique basique
(basaltique ou gabbroïque) métamorphisée dans les conditions du faciès éclogite
(ou éclogitique). L'éclogite est une roche au moins bi-minérale et doit contenir du
grenat et de l'omphacite auxquels peuvent s'ajouter différents minéraux accessoires
qui sont : quartz ou coesite, rutile, ilménite, pyrite, disthène, lawsonite ou épidotes,
orthopyroxène, amphibole, (glaucophane, hornblende), micas blancs (phengite,
paragonite), corindon ...
Mais revenons à notre collecte d'échantillons. Un site bien pratique d'accès pour
faire sa provision d'éclogites est le Monte Mucrone au dessus de la ville de Biella à
proximité du Val d'Aoste (Italie). En effet, un superbe affleurement de cette roche
se situe à la sortie de la gare supérieure du téléphérique qui mène du sanctuaire
d'Oropa (à 12km de Biella) sur les flancs du Monte Mucrone (la principale
difficulté de cet itinéraire est de trouver la sortie de Biella en direction d'Oropa !
Voir la localisation sur Google Maps ?) :
Baguettes d' omphacite verte et grenat rouge plurimillimétriques (voir l'échantillon sec ?)
Les cristaux, encore bien visibles macroscopiquement, ont une taille plus adaptée à
la dimension de la lame mince. La minéralogie de la roche est identique à celle de
la précédente : omphacite, grenat, glaucophane et phengite.
Les Charnockites
Dans le cas qui nous intéresse, nous avons représenté la réaction de déshydratation
: Biotite + Quartz = orthopyroxène + feldspath potassique + vapeur. Les 3 autres
réactions du diagramme sont des réactions de fusion qui marquent la limite entre
les transformations métamorphiques et le domaine magmatique ou anatexie (ou
migmatisation) (domaine An sur la figure). Ces réactions sont de 2 types : Biotite +
Quartz + feldspath potassique + vapeur = Magma ; orthopyroxène + feldspath
potassique + Quartz + vapeur = Magma d'une part et Biotite + Quartz = Magma +
orthopyroxène+ feldspath potassique d'autre part. Les 2 premières sont des
réactions de fusion "classiques" appelées réactions de fusion eutectique (ou fusion
congruente). La 3ème est un peu particulière, puisqu'elle produit un magma et un
nouveau minéral (réaction de fusion péritectique ou incongruente). On remarque
que les réactions eutectiques consomment la phase vapeur, tandis que la réaction
incongruente n'en consomme pas, ni n'en produit.
A l'opposé, dans les conditions de très basses pressions (flèche grise pointillée la
plus haute sur la figure), les roches franchissent la réaction : Biotite + Quartz =
orthopyroxène + feldspath potassique + vapeur et deviennent des gneiss
charnockitiques du faciès granulite. Ces roches, déshydratées, ne pourront pas
fondre, car l'eau n'est pas disponible pour la réaction orthopyroxène + feldspath
potassique + Quartz + vapeur = Magma.
... conformémént à la réaction Prx + Pl + H2O = Hb. De l'eau (H2O) est en effet
nécessaire, car l'amphibole est un minéral hydraté. (microphotographies en LN)
Un Métagabbro dans le faciès Schistes Verts