Memoire Online - Apport de la thermodynamique à la compréhension des processus métamorphiques

APPORT DE LA THERMODYNAMIQUE A LA COMPREHENSION DES PROCESSUS METAMORPHIQUES

Travail de fin de cycle présenté en vue de l'obtention du diplôme de graduat en sciences géologiques.

EPIGRAPHE

« De même que les pierres précieuses enfouies dans les profondeurs de la Terre sont souvent recouvertes des saletés, je reconnais un géant précieux à l'intérieur de chaque individu. C'est pourquoi je m'attacherai de regarder non à l'apparente impureté mais au potentiel illimité qui est enfoui à l'intérieur des vases de Terre que constituent chaque être humain ».

DEDICACE

Mes profondes gratitudes s'adressent à l'Eternel Dieu Tout Puissant qui nous a béni et protégé dans son amour infini tout au long de notre parcourt de formation durant le premier cycle universitaire, que la louange et l'adoration lui soient rendu éternellement.

A ma mère KAKURUSI VISOGHO Odile pour tous les efforts et sacrifices consentis en ma faveur dans un esprit d'amour, veuillez trouver ici le fruit de vos efforts.

A mon feu père KITOKO KALONDA Célestin, pour qui ce métier de géologue lui serait d'une grande fierté.

Et à tous mes frères et soeurs, cousins et cousines, oncles et tantes, neveux et nièces, je dédie ce travail.

REMERCIEMENTS

Nos sincères reconnaissances s'adressent au professeur KAPAJIKA BADIBANGA et à l'Assistant BASUBI LUNGELE qui ont accepté de consacrer du temps pour la direction et l'encadrement de ce travail malgré leurs multiples occupations.

Nous tenons également à remercier tous les membres administratifs et scientifiques de l'université de Goma en général et ceux de la faculté de sciences en particulier, qui de part leurs sacrifices nous voici au terme de notre formation du premier cycle.

A ma mère KAKURUSI VISOGHO Odile qui a eu cette volonté exceptionnelle de nous conduire jusqu'à cette fin du premier cycle et qui continue à nous supporter dans nos faiblesses et nous redonne encore de l'espoir, sincèrement nous disons merci.

A tous mes frères et soeurs : Déo KALONDA, Lydia MASIKA, Atibu KAJUMBA, Lucie KITOKO, Georgette KITOKO, Assan KITOKO, Mambo KASOLENE, SOKI, Gerald MATUMO, Faida ZONDERO, Emmanuel NGEVE, Hemedi TAKADIRI, Vince SUMAILI...

Aux amis et connaissances : Blaise AKANDA, Héritier CHANGWI, Kennedy NHONZI, Didier ZUBA, Grégoire SADIKI, Samy WILONDJA, Claude NTIBABAZA, Elie MAZAMBI, Nicolas TEGERA, Destin KALENGA, Yves BAROKI, Audry MULINDWA, Robert BAROKI...

A tous mes camarades qui ont fait preuve d'un amour fraternel : Bovic MUTHEOSY, Domy TULENGI, Ephraïm KISUKI, Justin MUNYOLERE, Freddy BAGUMA, Gloire CHASINGA, Danny UCOUN, Héritier TAMBWE, Jacques SULULU...

SIGLES ET ABREVIATIONS

O. INTRODUCTION

O.1. PROBLEMATIQUE

La problématique est l'ensemble des questions ou des problèmes concernant un domaine de connaissances qui se sont posées pour une situation^1(*).

Le métamorphisme est une notion très vaste qui nécessite une certaine compréhension du point de vue génétique, minéralogique, pétrographique et géochimique compte tenu de son utilité dans divers domaines.

Nous avons orientés nos recherches en apport de la thermodynamique pour bien comprendre l'origine, la composition, ... des processus métamorphiques cela parce qu'elle constitue le facteur principal de la formation des roches métamorphiques.

Pour bien mener nos recherches il nous faut un itinéraire c'est à dire il faut se poser quelques questions résumées en ces deux termes :

Ø La thermodynamique a-t-elle vraiment un impact dans la formation des roches métamorphiques?

Ø Les roches métamorphiques présentent elles un intérêt pour faire l'objet d'une recherche ?

0.2. HYPOTHESES

Par définition, une hypothèse est une affirmation ou une réponse provisoire dont la validité se démarque sur le terrain des investigations. C'est une réponse qu'un chercheur anticipe en rapport avec la problématique.

Eu égard à la définition du terme « hypothèse » et en se référant à nos deux termes très clairement souligné dans la problématique, quelques éventualités de réponses sont émises :

Ø Les roches métamorphiques résultent de la transformation d'une roche à l'état solide du fait de l'élévation de la température et/ou de la pression avec recristallisation des nouveaux minéraux

Ø De part nos connaissances nous savons que les roches métamorphiques présentent non seulement d'intérêt économique mais aussi scientifique car elles trouvent leur application dans plusieurs domaines de recherches géologiques et minéralogiques.

0.3. CHOIX ET INTERET DU SUJET

Etant donné que l'application des roches métamorphiques est très diversifiée, on se heurte à plusieurs problèmes quand à leur usage, le choix de ce sujet s'avère important parce qu'il va nous apporté des éclaircissements dans la compréhension des processus métamorphiques.

Tout travail scientifique présente un intérêt pour d'autres chercheurs qui voudront le compléter. Mais dans notre cas, ce sujet apportera des connaissances et une bonne compréhension des processus métamorphiques quand à leur origine, leurs compositions physico chimiques et adapter son application dans différents domaines.

0.4. DELIMITATION DU SUJET

Notre recherche se porte sur l'apport de la thermodynamique à la compréhension des processus métamorphiques mais bien que le métamorphisme résulterait des plusieurs facteurs, nous allons plus nous intéressé à la thermodynamique vu qu'il est le facteur principal.

0.5. METHODOLOGIE

Une méthode scientifique est l'ensemble d'opérations intellectuelles par lesquelles une discipline cherche à étudier les vérités qu'elle poursuit, les démontres et les justifies.

En d'autres termes c'est un ensemble des démarches raisonnées, suivies pour parvenir à un but.

C'est ainsi que, au cours de notre travail, l'analyse documentaire et la méthode déductive nous ont été les moyens efficaces pour atteindre les objectifs que nous nous sommes assignés.

L'analyse documentaire consistait à fouiller minutieusement et rigoureusement les documents se rapportant à notre sujet et y tirer quelques paragraphes qui semblaient indispensables.

Avec cette méthode, nous avons essayé d'analyser les données que nous avons obtenues en se basant sur les théories apprises dans l'auditoire et la consultation de quelques sites internet.

0.6. SUBDIVISION DU TRAVAIL

Outre l'introduction et la conclusion ; notre travail est subdivise en trois chapitres :

Ø Le premier traitant de l'aperçu général de la thermodynamique et du métamorphisme.

Ø Le second est focalisé sur la chaleur de la terre et l'énergie thermique qu'elle procure c'est à dire la géothermie.

Ø Le troisième porte sur l'apport de la thermodynamique aux processus métamorphiques.

CHAP I .GENERALITES SUR LA THERMODYNAMIQUE ET LE METAMORPHISME

I.1. THERMODYNAMIQUE

I.1.1. Généralités2(*)

La thermodynamique est une science qui étudie et décrit le comportement de la matière ou des systèmes, en fonction des notions de la température T, de l'énergie (chaleur Q, travail W...) et d'entropie S. La thermodynamique :

· étudie l'évolution ou les transformations de la matière ou des systèmes en considérant les variations d'état du système, lors d'échanges d'énergie entre le milieu extérieur et le système.

· repose sur deux notions de base, l'énergie interne (U) et l'entropie (S) qui satisfont aux deux principes suivants, qui stipulent que :

L'objet de la thermodynamique est d'étudier le fonctionnement et le bilan d'énergie des machines thermiques et aussi les échanges ou transferts de chaleur dans un système ou entre deux systèmes.

· dans les machines thermiques on assiste à une conversion d'énergie d'une forme en une autre (chaleur -> travail ou inversement)

· dans les échanges de chaleur, il y a transfert de chaleur par suite d'une différence de température dans le système ou entre deux systèmes.

Exemple 1 : dans les machines thermo-dynamiques (TD), il y production de travail par conversion de chaleur en travail (les moteurs thermiques, les centrales thermiques ou nucléaires...)

Exemple 2 : dans les machines dynamo-thermiques (DT) par contre, il y a transfert de chaleur d'une source froide à une source chaude grâce à un apport de travail (les machines frigorifique et pompes à chaleur, les liquéfacteurs...).

On distingue entre quatre principaux mécanismes de transfert de chaleur : la conduction, la convection, le rayonnement et les changements d'état de la matière. Les applications de ces transferts de chaleur concernent les domaines :

· l'aspect macroscopique : on s'intéresse aux propriétés de la matière ou du système à l'échelle globale ou macroscopique, alors les propriétés sont décrites par des variables d'état macroscopiques telles ( p, V, T, m...)

· l'aspect microscopique : on s'intéresse aux propriétés de la matière à l'échelle microscopique ou atomique en utilisant comme variables les grandeurs cinétiques des atomes ou molécules individuelles (p_i, vi, Ei ...)

Selon que l'on considère l'un ou l'autre de ces aspects, on distingue alors entre la Thermodynamique Classique ou la Thermodynamique Statistique.

La Thermodynamique Classique n'a besoin d'aucune hypothèse sur la structure atomique de la matière, elle explique le comportement de la matière ou des systèmes en fonction de leurs variations d'énergie et d'entropie :

· elle décrit uniquement les états initiaux et finaux des systèmes en évolution et dresse le bilan énergétique du système

· le chemin suivi par la transformation du système peut jouer un rôle (notion de réversibilité des transformations)

La Thermodynamique Statistique par contre, cherche à expliquer l'origine et la signification des variables macroscopiques (p,T) et des notions de chaleur, de travail et d'entropie, en les reliant directement au mécanisme de l'agitation moléculaire. Ainsi, on explique les notions de température, de pression et de chaleur :

La température est reliée au degré d'agitation moléculaire de la matière. Si la vitesse v_ides molécules et donc leur énergie cinétique E_iaugmentent, alors le degré d'agitation thermique du milieu est plus grand. A la température de 0 K (zéro absolu à -273°C) les atomes ou molécules sont figés.

On définit la température T par la relation : 1/2 mv² = 3/2 kT (formule 1)

La pression est due aux nombreux chocs des atomes ou molécules sur les parois du récipient.

Les échanges d'énergie sous forme de chaleur (Q) ou de travail (W) sont alors interprétés à l'échelle microscopique comme une manifestation de l'agitation moléculaire sous forme désordonnée (Q) ou ordonnée (W), voir Fig. 3 et 4.

T₂?T₁

Fig.3 : Transfert de chaleur Q

Fig.4 : Transfert de travail W par un piston

· pression en Pascal [Pa] ou [N/m²]
p = [Pa] = [N/m²] et 1bar = 10⁵ Pa = 750 Torr

I.1.2. Système thermodynamique et état d'équilibre6(*)

I.1.2.1 Définition du système

· définir le système en délimitant ses frontières par rapport au milieu extérieur

Le système est défini comme une partie de matière (de masse donnée) délimitée par rapport au milieu extérieur (Fig.5). Le milieu extérieur est le reste de l'espace entourant le système.

Le système peut être ouvert ou fermé, adiabatique c'est-à-dire isolé thermiquement (Q = 0) ou rigide c.à.d indéformable (W = 0).

Système	Echange Matière	Echange Energie
Isolé	Non	Non
Fermé	Non	Oui
Ouvert	Oui	Oui

Tableau 1 : Echange de masse et d'énergie entre le système et le milieu extérieur.

Dans un système fermé, il n'y a pas de transfert de masse et dans un système isolé, il n'y a pas d'échange de travail ni de chaleur.

I.1.2.2 Etat du système7(*)

L'état du système est défini ou décrit par ses variables macroscopiques (m, p, V, T, n...) dites aussi variables d'état. A un système donné est associé tout un ensemble d'états possibles.

On dit qu'un système est à l'état d'équilibre thermodynamique, si ces variables d'état ont des valeurs bien définies et constantes. On distingue alors selon le cas entre :

· variables extensives c'est à dire proportionnelles à la quantité de matières telles (m, V, U...) ou variables intensives c'est à dire indépendantes de la masse.
On définit souvent des grandeurs massiques c'est à dire rapportées à l'unité de masse du système, telles :

Et pour un écoulement stationnaire : r₁w₁S₁ = r₂w₂S₂ (équation de continuité).

I.1.2.3 Evolution ou transformation du système8(*)

Sous l'influence d'échanges ou transferts d'énergie entre le système et le milieu extérieur, le système évolue et les variables d'état du système sont modifiés. On dit que le système se transforme ou change d'état, en passant d'un état d'équilibre (1) à un autre état d'équilibre (2).

Fig. 7 : Transformation du système par échange d'énergie (apport de chaleur Q)

Au cours d'une transformation les variables d'état du système varient, pour atteindre un autre état d'équilibre. Le passage de l'état d'équilibre (1) à l'état d'équilibre (2) se déroule généralement hors équilibre.

· transformations réversibles (ou idéales) : ce sont des transformations infiniment lentes formées d'une succession d'états d'équilibre

· transformations irréversibles : ce sont des transformations rapides et brutales hors équilibre

La réversibilité d'une transformation exige que le système passe par une infinité d'états intermédiaires différents peu d'états d'équilibre (états quasi-statiques). Les transformations naturelles spontanées sont irréversibles : elles ne peuvent évoluées que dans un seul sens (ex. la détente d'un gaz des HP vers BP, l'écoulement de la chaleur des HT vers BT...).

I.1.2.4 Equations d'état du système et fonction d'état9(*)

Les variables d'état ne sont pas toutes indépendantes, mais liées entre elles par des équations, qui sont dites équations d'état du type : f(p,V,T) = 0.

· ici, il n'y a que deux variables indépendantes d'où, p = f (V, T) ou V = f (p, T) ou T = f (p,V).

Les variations d'état du système à la suite d'une transformation sont représentées dans divers diagrammes, permettant ainsi de suivre l'évolution du système. On utilise ainsi, les diagrammes suivants : les diagrammes de Clapeyron (p,V)ou d'Amagat (pV, p), les diagramme entropique (T,S) et de Mollier (p,H), le diagramme (H,S).

On distingue entre différentes transformations qui sont facilement représentées dans ces diagrammes précédents (par des droites verticales ou horizontales), à savoir :

· la transformation polytrope satisfaisant à : pVⁿ= cte avec 1 < n < g.

Souvent, on peut réaliser des transformations entre l'état 1 et l'état 2 de plusieurs façons différentes, c.à.d en empruntant des chemins différents. En général, la variation D X d'une grandeur X dépend du chemin suivi pour aller de l'état 1 à l'état 2.

Mais, il existe en Thermodynamique des fonctions F liées aux variables d'état dont les variations D F au cours d'une transformation sont indépendantes du chemin suivi. Ces grandeurs ou fonctions sont dites fonctions d'état, elles sont caractérisées par :

Exemple : l'énergie interne U, l'enthalpie H et l'entropie S sont des fonctions d'état mais, le travail W et la chaleur Q ne sont pas des fonctions d'état

En plus du premier et du deuxième principe, la thermodynamique postule encore deux autres principes, à savoir :

« Deux corps en équilibre thermique avec un troisième corps sont en équilibre thermique entre eux ».

§ Corollaire : « Deux corps ou objets en équilibre thermique ont même température».

Ce corollaire permet de définir un thermomètre de référence avec g = at + b, où les constantes a et b sont fixées à partir de points fixes (par. ex mélange eau + glace à 0 °C et eau bouillante à 100 °C).

· les pyromètres optiques de 500 à 3000 °C, basés sur la comparaison des luminances de deux sources de lumière

· le troisième principe ou principe de Nernst selon lequel l'entropie S d'un corps est nulle à 0 °K.

- en effet, d'après le deuxième principe l'entropie S n'est déterminée qu'à une constante près

I.1.3. Deuxième principe : Entropie12(*)

I.1.3.1. Le Deuxième Principe

Nécessité d'un deuxième principe :

Le premier principe qui stipule la conservation de l'énergie permet de faire le bilan d'énergie des systèmes, sans imposer de conditions sur les types d'échanges possibles. Mais, ce bilan énergétique ne permet pas de prévoir le sens d'évolution des systèmes.

Exemple : sens des réactions chimiques ou des transformations naturelles, ou le transfert spontané de la chaleur du chaud vers le froid

Le premier principe par son bilan n'exclut pas le transfert de la chaleur du froid vers le chaud (ce qui est impossible) et il n'explique pas l'irréversibilité de certaines transformations spontanées ou naturelles.

Il faut donc introduire un deuxième principe dit aussi principe d'évolution, déduit des faits expérimentaux, qui permettra de prévoir l'évolution des systèmes. Le deuxième principe introduit une nouvelle fonction d'état dite entropie S qui décrit le comportement des systèmes par la maximalisation de leur entropie:

· l'entropie S d'un système croît si le système tend vers son équilibre : d'où D S > 0

I.1.3.2. Transformations Irréversibles

Certaines transformations naturelles sont irréversibles: elles n'évoluent que dans un seul sens.

· l'état initial 1 (les deux gaz séparés par une cloison) est relativement ordonné, car presque toutes les molécules sont concentrées du côté HP: cet état est hautement instable

· dans l'état final 2, en perçant un trou dans la cloison, un grand nombre de molécules passent du côté BP jusqu'à l'état d'équilibre caractérisé par une répartition homogène des molécules des deux côtés

Cet état final 2 est plus désordonné (mélange homogène) et surtout cet état est stable.

· Dans l'état initial 1(cloison en place), les molécules les plus agitées (°) sont situées du côté gauche et les molécules moins agitées (.) du côté droit: ceci correspond à un certain ordre où les molécules (°) sont séparées des molécules (.): c'est un état hors équilibre ;

· Dans l'état final 2 (cloison enlevée), les molécules plus chaudes (°) diffusent vers la gauche et communiquent par chocs une partie de leur énergie aux molécules plus froides (.), pour atteindre finalement un état d'équilibre où les deux régions sont à la même température.

Dans cet état final d'équilibre, les molécules ont en moyenne même énergie cinétique et le système est caractérisé par un plus grand désordre.

Exemple 3: une roue de voiture en mouvement est freiné progressivement jusqu'à son arrêt, avec comme résultat un échauffement des freins et de la jante

Fig. 13: Freinage d'une roue

- Jamais, on ne voit cette roue se mettre seule en mouvement en absorbant la chaleur dégagée par le freinage et remonter la pente

Ces processus naturels sont irréversibles et respectent le premier principe (énergie conservée), comme d'ailleurs les processus inverses qui sont impossibles. Le premier principe n'exclut donc pas ces transformations inverses : mais, il n'explique pas leur sens privilégié et leur donc leur irréversibilité.

On a vu dans les deux exemples précédents que les systèmes évoluent vers un plus grand désordre pour atteindre un état final stable ou état d'équilibre :

=> Les transformations irréversibles sont spontanées et elles satisfont à la règle d'augmentation de l'entropie des systèmes, qui prend sa valeur maximale à l'équilibre.

v Le premier principe considère toutes les transformations comme également possibles: il ne tient pas compte du caractère irréversible d'une transformation et ne se prononce pas sur la notion d'irréversibilité des transformations spontanées. Il exclut le mouvement perpétuel de première espèce c'est à dire qu'on ne peut indéfiniment fournir de l'énergie sous une certaine forme sans en consommer ailleurs sous une autre forme.

v Le deuxième principe va définir le sens privilégié suivant lequel les transformations peuvent se dérouler et préciser les conditions d'équilibre du système. C'est un postulat basé sur des observations expérimentales.

I.1.3.3. Postulats d'irréversibilité13(*)

La thermodynamique classique ne cherche pas à expliquer le sens privilégié des transformations naturelles ou spontanées, mais elle postule simplement l'irréversibilité de ces transformations observées expérimentalement.

Fig. 14: Processus de transfert de chaleur impossible

Une quantité de chaleur ne peut jamais être transférée spontanément d'une source froide (BT) vers une source chaude (HT)

· Si l'interdiction de Clausius n'existait pas, on pourrait alors extraire par exemple sans dépenser d'énergie, l'énergie calorifique des océans, des fleuves ou de l'air pour faire bouillir de l'eau et ainsi faire fonctionner gratuitement des turbines à vapeur pour disposer d'énergie mécanique et électrique gratuite !!!

Fig.15: Production de travail impossible

Il est impossible de prélever une quantité de chaleur Q d'une source d'énergie et de la transformer intégralement en travail

Sans cette impossibilité, on pourrait construire un moteur qui pomperait de la chaleur d'une source (océan) et de la transformer complètement en travail pour faire avancer un navire !!!

I.1.3.4 Enoncé mathématique du deuxième principe14(*)

Compte tenu des deux postulats de Clausius et de Kelvin, imaginons un cycle de transformations au cours duquel :

· une machine prélève de la chaleur Q à source à la température T₂ < T₁ et la cède intégralement à une source à la température T_1 ;

· comme T₂< T₁, ce transfert de chaleur est impossible d'après l'énoncé de Clausius et ce cycle est donc irréalisable dans la pratique.

Fig. 16 : Cycle imaginaire d'une machine fictive.

- Le bilan d'énergie de cette machine s'écrit: dQ/T = Q/T₂ - Q/T₁ > 0 car T₁ > T₂

=> Etant donné que le processus précédent est impossible (selon Clausius), on en déduit que pour un cycle réel d'une machine, il faut donc que :

La relation 3 est l'énoncé mathématique du deuxième principe déduit des postulats d'irréversibilité.

I.1.3.5 Notion d'entropie S15(*)

L'équation I.3.1) va nous permettre de définir une nouvelle fonction d'état du système, appelée entropie S. Considérons un cycle thermodynamique formé de deux transformations réversibles: la somme de l'expression I.3.1) peut alors être remplacée par une intégrale.

Fig. 16: Cycle réversible.

d'où, (Formule 4)
soit ö,

De la relation 4, on déduit que l'intégrale pour une transformation réversible à_AB dQ_rev /T:

Cette intégrale peut donc être considérée comme résultant de la variation d'une grandeur S, appelée entropie, définie par :

Où dS est une différentielle exacte et donc l'entropie S est une fonction d'état.

Considérons le cycle irréversible formé d'une transformation réversible AB et d'une transformation irréversible BA. D'après la relation I.3.1) on a alors:

Fig. 17 : Cycle irréversible

soit, à _AB dQ/T - à _AB dQ_rev /T < 0

Pour une transformation irréversible élémentaire, on a donc: dS = dQ_irr/T + s (Formule 9)

Où d½ est une source d'entropie caractérisant l'irréversibilité de la transformation: il y a création d'entropie.

La relation dS = dQ_irr/T + s, est l'énoncé le plus général du deuxième principe, avec s = 0 pour une transformation réversible et ½ ? 0 pour une transformation irréversible.

" La variation d'entropie d'un système thermodynamique ne peut être que positive ou nulle "

La différentielle dS est une différentielle totale exacte, alors que dQ n'est pas une différentielle exacte: le facteur 1/T appliqué à la forme différentielle dQ la transforme donc en différentielle totale exacte. On dit que 1/T est un facteur intégrant de la forme différentielle dQ.

a) Système isolé: dans un système isolé (adiabatique et fermé) on a dQ = 0 et donc dS = 0.

" L'entropie d'un système isolé ne peut donc qu'augmenter ou rester constante "

Soit un système isolé séparé en deux compartiments (à température différente T₂ > T₁) par une cloison isolante (adiabatique). Si on enlève la cloison, dans quel sens va s'écouler la chaleur?

Supposons qu'une quantité de chaleur dQ passe du compartiment 1 vers le compartiment 2 et déterminons le signe de dQ:

On a, dS₁ = dQ/T₁ et dS₂ = dQ/T₂et la variation totale d'entropie du système isolé est donc: dS = dQ/(1/T₁ - 1/T₂) ; or, pour un système isolé dS > 0 et comme T₂ > T₁, il en résulte que dQ > 0: c.à.d que le compartiment 2 reçoit bien de la chaleur.

Le deuxième principe explique donc le sens privilégié et irréversible de l'écoulement de la chaleur des hautes températures vers les basses températures.

Ce processus irréversible de transfert de chaleur se poursuivra jusqu'à l'égalité des températures dans les deux compartiments: alors, l'entropie du système isolé sera maximale et on aura atteint un état d'équilibre.

I.2. LE METAMORPHISME

I.2.1. Définition

Le métamorphisme est défini comme étant l'ensemble de transformation et des réactions que subit une roche à l'état solide lorsqu'elle est portée dans des conditions de pression et de température différentes de celles ayant présidé à sa genèse^17(*).

Mais les roches métamorphiques ne sont jamais exemptées de fluides. La recristallisation peut être isochimique (sans changement de la composition chimique) ou métasomatique (avec modification de la composition chimique suite à un apport chimique des fluides circulant dans les roches).

Il s'agit en fait d'un réarrangement de la matière des minéraux de la roche initiale pour former des nouveaux minéraux.

Le métamorphique ainsi défini peut affecter une roche sédimentaire (paramétamorphisme), de même il peut affecter une roche magmatique ; dans ce cas, on parle d'orthométamorphisme ; lorsqu'il affecte les anciennes roches métamorphiques (Polymétamorphisme).

I.2.2. Facteurs du métamorphisme18(*)

Un facteur est un élément qui agit, qui influe, qui contribue à l'accomplissement d'un fait quelconque.

I.2.2.1. le temps :

Dans le métamorphisme, le facteur temps est très important. Etant donné que les minéraux sont stables dans les conditions de t° et de pression qui ont présidé à leur formation, lorsque ces conditions changent, ils deviennent instables et des transformations minéralogiques se produisent. Cependant, la plupart des minéraux reste stable lorsque la durée du changement est faible. On dit qu'ils sont « métastables ». Ce n'est que lorsque les conditions changent durablement que les transformations physiques et chimiques ont le temps de se produire. Cet aspect est important car il explique par exemple pourquoi une partie des roches du métamorphisme de contact gardent leur structure originelle.

I.2.2.1. La température :

Elle est le facteur primordial et qui augmente avec la profondeur (degré géothermique) avec la mise en place des roches magmatiques plutoniques ou volcaniques.

En ce qui concerne la température on sait, par les forages et certains travaux miniers, qu'elle croît régulièrement avec la profondeur. Chaque kilomètre, elle augmente de 30° en moyenne (30°C/Km). C'est ce qu'on appelle « le gradient géothermique », qui est plus élevé dans les régions à volcanisme actif où il peut vraisemblablement dépasser 100°C/Km.

En revanche, dans les régions stabilisées depuis très longtemps, comme les plates-formes précambriennes (= cratons du type dorsale, il est beaucoup plus faible (10 à 15°C/Km).

Un flux géothermique élevé et régional est à l'origine d'un métamorphisme régional, tandis qu'un flux local dû par exemple à une intrusion magmatique est à l'origine du métamorphisme de contact.

I.2.2.3. La pression et les contraintes :

Elle est aussi directement proportionnelle à la profondeur et s'accroît de 250 à 300Kg/cm² environ. C'est ainsi qu'une couche stratifiée donnée subit une pression croissante, au fur et à mesure que d'autres se superposent à elle : dans ce cas, on parle de la « pression lithostatique ».

D'autre part, la « pression tectonique » est mise en exergue ; cette dernière provoque les plissements de l'écorce terrestre, déformations qui ont pour origine des contraintes à direction dominante horizontale. Cette pression tectonique ainsi développée, affecte la géométrie des roches, effaçant progressivement les structures sédimentaires initiales et faisant apparaître d'autres orientations :

- La schistosité : structure planaire qui provient de la compression de roche.

- La foliation : Schistosité accompagnée par la recristallisation. Il y a formation de cristaux feuilletés (Texture cristallophyllienne)

Aux pressions dues à l'enfouissement et au plissement peut s'ajouter la « pression des fluides » libérés durant l'élévation de température : l'eau résulte de la déshydratation de certains silicates hydratés, tandis que le dioxyde de carbone (CO₂) provient des carbonates (décarboxylation).

I.2.2.4. Apports chimiques de fluides :

Ils sont allochimiques ou métasomatiques. C'est-à-dire il peut y avoir soit un apport des substances minérales soit perte des minéraux existants.

I.2.3. Types des métamorphismes19(*)

I.2.3.1. Le métamorphisme de contact :

Il est consécutif à la mise en place d'intrusions magmatique, se traduit par une simple auréole de contact développée surtout par l'échauffement rapide des terrains encaissants. Large de quelques dizaines à quelques centaines de mètres seulement, elle comporte de minces zones concentriques enveloppant un noyau de granite discordant. Après celle des cornéennes viennent celle de schistes différenciés par leur composition minéralogique et leur structure (batholites de Flamanville : cotentin, de Quérignt : pyrènes ariégeoises).

En bref, le métamorphisme de contact est dû à une montée de granite qui digère et transforme les roches qui le bordent. La figure ci-dessous justifie ce type de métamorphisme.

Fig.19. Le métamorphisme de contact (Planete Terre Section II, Pierre-Andre Bourgue et Universite Laval, 1997-2004, p119)

Ce métamorphisme est « Thermométamorphique » c'est-à-dire que c'est la température qui joue un rôle important par rapport à la pression.

I.2.3.2. Le métamorphisme régional (ou général) :

Dans ce type ; on observe les effets combinés de la température et de la pression, d'où le terme « Thermodynamométamorphisme »

Les séries constituées par le métamorphisme régional ou général) sont beaucoup plus étalées et complexes, sous l'effet de l'élévation de la température et de la pression géostatique en profondeur. Les ensembles métamorphiques s'épanouissent alors sur des kilomètres ou des dizaines de kilomètres.

Selon le degré de transformation des roches, on y distingue quatre zones classiques : l'Anchizone, l'épizone, la mésozone et la catazone.

v L'Anchizone : caractérisés par un très faible métamorphisme c'est-à-dire une transition entre diagenèse et métamorphisme ; les minéraux caractérisant cette zone sont : Illite, chlorite, muscovite.

v L'épizone : Zone de faible métamorphisme avec les minéraux index (muscovite, talc et chlorite).

v Mésozone : Zone de métamorphisme moyen avec les minéraux index (disthène, biotite, grenat, muscovite, amphibole, Staurotide)

v Catazone : caractérisée par un métamorphisme fort avec les minéraux index (biotite, pyroxène, Sillimanite, plagioclases, feldspaths)

En plus de ces quatre zones, on distingue une cinquième nommée « ultrazone » ou « ultramétamorphisme » caractérisée par un très fort degré de métamorphisme qui implique le passage des roches métamorphiques aux magmatiques, avec formation du granite d'anatexie.

Il existe d'autres types de métamorphismes qui relèvent un aspect secondaire et dont la mise en évidence est partiellement définie et développée :

Il est souvent lié aux contraintes qui se développent dans les grands accidents cassant où les roches acquièrent une schistosité et sont broyées plus ou moins fortement.

Ce métamorphisme cataclastique conduit en particulier aux mylonites (roches caractérisant les fractures : failles).

Ces phénomènes sont très localisés, s'il n'y a pas d'augmentation de température, il n'y a pas non plus les néoformations minérales significatives et dans ce cas les mylonites obtenues ne sont pas véritablement des roches métamorphiques.

Il est lié à des accumulations et circulation de fluides (eau surtout, air) à t° élevée, en relation avec les volcans ou des massifs plutoniques, et qui, d'une part réchauffent les roches traversées, et d'autres part leur apportent des éléments chimiques particuliers.

Lié au magmatisme, ce métamorphisme hydrothermal a été mis en évidence au niveau des dorsales médio océaniques. Il est à l'origine des concentrations métallifères locales (cuivre, fer,...).

Sur la terre, deux exemples de métamorphismes de surface retiennent notre attention, et ceci d'autant plus que le territoire Mauritanien en détient des illustrations spectaculaires

En premier lieu, il faut citer « le métamorphisme d'impact » : il est exceptionnel et du à la chute de grosses météorites avec formation de vaste cratère d'impact appelé « Astroblème ».

Il donne ; à des t° et surtout des pressions considérables par ailleurs à côtés des transformations minérales, des déformations structurales importantes à diverses échelles (création des cratères lui-même, cônes de chocs ; fractures et brèches).

Le deuxième exemple de métamorphisme de surface est celui des « fulgurites » ; elles résultent de la fusion du sable dunaire siliceux, sous l'action de l'arc électrique naturel qui est la foudre. Le tube central provient en grande partie de la pression causée par la surchauffe des fluides (eau, air) occupant les volumes situés entre les grains du sable originel.

I.2.4. Intensité du métamorphisme - Anatexie21(*)

Lorsqu'on se déplace dans une formation rocheuse ayant subit un métamorphisme, l'intensité (ou le degré) du métamorphisme varie d'un endroit à l'autre. C'est particulièrement le cas du métamorphisme de contact, mais le même constat peut être fait pour le métamorphisme régional. La simple dénomination des roches est insuffisante pour estimer l'intensité du métamorphisme subi.

On peut ainsi passer d'un très faible métamorphisme, semblable à une diagenèse fortement prononcée, à des conditions de pression et de température qui peuvent mener à la fusion quasi totale de la roche préexistante, surtout si le milieu contient de l'eau. Les domaines de la fusion partielle des roches et du métamorphisme se chevauchent. Ce phénomène de fusion partielle, menant à la création de roches dites « migmatiques », est appelé « anatexie ». C'est le stade ultime du métamorphisme.

Si la pression et la température sont suffisamment élevées, conditions qui sont réunies lorsque les mouvements tectoniques provoquent l'enfoncement d'une plaque dans une zone de subduction, on passe par une phase entièrement liquide, le magma. Celui-ci en refroidissant peut donner une roche de type granitique, appelée « granite orogénique ».

La classification des roches métamorphiques doit alors faire état de cette évolution progressive qui se constate également sur le terrain quand on va du bord de la zone rocheuse métamorphisée vers le centre ayant subit les plus fortes températures et pression. On franchit alors des surfaces successives d'égale intensité de métamorphisme, appelées « isogrades » caractérisées par l'apparition de minéraux typiques dont l'association témoigne des conditions de température et de pression qui ont mené à leur formation. On désigne une association déterminée de ces minéraux métamorphiques par la notion de « faciès métamorphique ».

I.2.5. Classification des roches métamorphiques22(*)

C'est surtout la présence de minéraux caractéristiques du métamorphisme qui permettent de classifier les roches métamorphiques. Une association déterminée de minéraux est désignée par le terme « paragenèse ».

I.2.5.1. Principaux minéraux des roches métamorphiques

Les minéraux principaux sont généralement les minéraux des roches originelles, soit le quartz, les feldspaths, les micas et les minéraux argileux. Les principaux minéraux néoformés du métamorphisme sont des silicates : andalousite, grenats, épidotes, staurodite, amphiboles, serpentine, Sillimanite (de même formule chimique que l'andalousite mais de système cristallin différent), biotite, chlorite, disthène (Al₂SiO₅).

I.2.5.2. Structure des roches métamorphiques

La plupart des roches métamorphiques se retrouvent dans des massifs issus des processus orogéniques, elles se présentent en séries plus ou moins plissées et fracturées selon l'intensité du métamorphisme. A l `échelle de l'échantillon, les roches peuvent également montrer une structure finement plissée.

Cependant, le caractère le plus commun des roches métamorphiques (de contact ou régionales) est la schistosité métamorphique, même si à l'origine la roche mère n'est pas nécessairement de nature argileuse. Cette schistosité est due à l'orientation des minéraux du métamorphisme et ne doit donc pas être confondue avec la schistosité des roches sédimentaires, même si le terme est ambigu. C'est la raison pour laquelle on parle, de manière générale, de « faciès des schistes verts » par exemple.

Une des particularités du métamorphisme et de mener à la création de nouveaux minéraux relativement rares dans les deux autres grands groupes de roches. Lorsque la roche est à gros grains de taille semblable, on constate souvent un allongement des grains dans un sens privilégié, désigné par le terme de foliation. C'est en particulier le cas des gneiss, on parle aussi de structure gneissique. Lorsque l'intensité du métamorphisme est forte, les structures préexistantes sont « effacées ».

Les roches faisant partie de la famille des cornéennes (les roches transformées par le contact direct avec les intrusions magmatiques) représentent un cas un peu à part dans la mesure où elles sont cuites. Les éventuelles structures préexistantes au contact disparaissent complètement pour donner une roche à l'aspect souvent très compact et relativement homogène, sans que l'on puisse discerner les minéraux néoformés, car la recristallisation est généralement relativement rapide. On trouve parfois des phénocristaux dans des cavités au sein d'une matrice compacte et homogène.

I.2.5.3. Classification des roches métamorphiques

En raison de la complexité du métamorphisme et des origines très diverses des roches métamorphiques (à l'origine soit sédimentaires, soit magmatiques ou elles-mêmes issues d'un métamorphisme antérieur), il n'existe pas de classification qui fasse l'unanimité. Les géologues tentent généralement de construire des classifications qui soient basées sur la nature de la roche originelle et sur les conditions de pression et de température du métamorphisme.

D'une manière générale, lorsque le métamorphisme a affecté des roches sédimentaires dont on reconnaît encore de structures primaires, on parle de roches paramétamorphiques ; de même, on parle de roches orthométamorphiques pour des roches magmatiques et de roches polymétamorphiques pour les anciennes des roches métamorphiques.

La figure ci-après illustre sommairement l'évolution des principales roches de la croûte terrestre.

Fig.20 : Métamorphisme, évolution des principales roches (Pierre-André Bourque, 2000, p121)

Cette figure permet notamment de mettre en évidence qu'un métamorphisme intense d'un schiste peut donner un gneiss, de composition minéralogique semblable à celle d'un granite.

On a choisit ici deux types de classification. La première, simplifiée et due à Schumann (1989), est basée sur des caractéristiques extérieures générales. La seconde est la plus couramment reprise par les géologues et est basée sur la notion de faciès métamorphique.

I.2.6. Description des principales roches métamorphiques23(*)

I.2.6.1. Famille du gneiss

Les gneiss sont issues du métamorphisme régional et ont en commun une structure grossièrement grenue, une foliation généralement marquée, une schistosité peu marquée à nette, et une proportion de feldspaths supérieure à 20 %. La schistosité est ici due aux cristaux de biotite.

· Composition minéralogique : minéraux très variés mais les composants essentiels sont les feldspaths et le quartz, les premiers étant nettement dominants. Les minéraux accessoires sont la biotite, la muscovite, l'amphibole (hornblende), le grenat, la Sillimanite.

· Couleur : généralement de couleur claire, souvent gris ou rose, mais aussi verdâtre, brunâtre, montrant des rayures. Les couches claires sont dues à la présence de feldspaths et de quartz, et les couches sombres sont micacées.

· Structure : structure en bande colorées alternées de bandes claires, les gneiss montrent une foliation typique (pour rappel, due à l'orientation des grains dans une direction privilégiée). Ils montrent également parfois une schistosité quand la proportion de micas est importante.

· Gisement : se rencontrent dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional. Les roches originelles peuvent être des granites, des grauwackes, des grès, des arkoses, des argiles. Les gneiss se forment à haute température, près de la température de fusion, ils témoignent donc d'un métamorphisme intense.

Ø Gneiss granitiques : Gneiss issus de la déformation de roches originelles granitiques.

Ø Gneiss oeillés : Variété à structure lenticulaire due au développement de feldspaths en forme d'yeux.

Ø Gneiss migmatiques, dénommés « migmatiques » : les migmatiques sont constituées de deux roches différentes nettement reconnaissables : les gneiss comme hôtes et les granites comme intrusions, s'interpénétrant en conservant les limites franches.

I.2.6.2. Famille des schistes

Les schistes ont en commun une schistosité relativement bien marquée, une structure à grain fins à moyen et une proportion de feldspaths inférieure à 20 %. Font partie de cette famille des schistes du métamorphisme de contact (schistes tachetés) ou du métamorphisme régional (micaschistes, phyllades,...). Le nombre de variétés est très important et la dénomination des schistes se base sur des caractéristiques extérieures ou des minéraux leur donnant une teinte particulière (schistes verts, bleus, micaschistes, séricitoschistes,...).

Les schistes sont généralement de teinte sombre (de gris foncé à noir), même si l'apparition de cristaux néoformés peuvent donner une coloration différente. Plus le métamorphisme est important, plus les schistes ont la faculté de se débiter en plaquettes, à surfaces presque planes.

Ø Schiste ardoisiers

Roches de métamorphisme régional faible. A la limite du domaine du métamorphisme, ils sont parfois difficilement différentiables des shales. Cependant, la schistosité est évidemment plus marquée et le critère de distinction principal est que les phyllades ne gonflent pas au contact de l'eau, contrairement aux argiles schisteuses sédimentaires n'ayant pas subi de métamorphisme.

Les composants essentiels sont le quartz et les micas (principalement la muscovite), formés à partir des minéraux argileux.

Ø Schistes phylliteux ou « phyllades »

Roches de métamorphisme régional très finement écailleuses, de métamorphisme plus intense que les schistes ardoisiers. Les minéraux principaux sont la muscovite (de très petites dimensions) et le quartz. Les minéraux accessoires sont la biotite, les feldspaths, la chlorite, le graphite, les grenats. La matrice est donc fine mais peut parfois contenir des minéraux de grande taille. La couleur est généralement gris argenté et/ou verdâtre.

Ø Micaschistes

Les micaschistes représentent le type même de la roche schisteuse issue du métamorphisme régional intense. Les minéraux essentiels sont la muscovite et le quartz. Les minéraux de muscovite sont de plus grande taille que ceux des phyllades, ce qui permet de les reconnaître à l'oeil nu. De nombreuses variétés correspondent à l'apparition de minéraux accessoires typiques : grenats, staurodite, Sillimanite. La couleur est généralement claire

Ø Schistes tachetés

Ce sont des anciennes argiles transformées. Les composants essentiels sont le quartz, les micas, l'andalousite et (plus rarement) la cordiérite. Les taches sont des concentrations des deux derniers minéraux. Ils sont issus du métamorphisme de contact, dans la « deuxième auréole », après les cornéennes.

I.2.6.3. Famille des roches massives non schisteuses

Ø Quartzites

Les quartzites sont des grès très quartzeux métamorphisés. Le métamorphisme, s'il est suffisamment intense provoque une recristallisation du ciment quartzeux originel, ce qui a comme conséquence que les grains sont intimement engrenés.

· Composition minéralogique : principalement du quartz, au minimum à 80 % avec comme minéraux accessoires des feldspaths, de la muscovite, la chlorite, la magnétite, l'hématite.

· Grain : moyen à grossier, grains intimement engrenés (dits « granoblastique »), difficile de discerner à l'oeil nu les différents grains.

· Couleur : généralement de couleur blanche, les minéraux accessoires pouvant leur donner une teinte grisâtre ou rougeâtre.

· Structure : massive, mais lorsque le métamorphisme est faible, les quartzites peuvent garder la structure des grès sédimentaires originels (granoclassement, stratification).

· Gisement : se rencontrent aussi bien dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional, que dans les auréoles du métamorphisme de contact.

Ø Marbres

· Composition minéralogique : principalement de la calcite et, en moindre proportion, de la dolomite. Ce sont les minéraux accessoires, très variés, qui donnent une teinte.

· Grain : moyen à grossier, grains bien engrenés par la recristallisation mais il est possible de discerner à l'oeil nu les différents grains.

· Couleur : très variée, blanc (rarement), rouge, jaune, noir ou vert, tous les tons sont possibles. Les marbres sont soit uniformes, soit tachetés et souvent avec des veines blanches de calcite pure.

· Structure : très souvent massive, mais lorsque le métamorphisme est faible, les marbres peuvent présenter des bandes ou couches qui constituent une stratification primaire.

· Gisement : se rencontrent aussi bien dans les massifs ayant subi un métamorphisme régional, en association avec les autres roches métamorphisées (schistes, quartzites), que dans les auréoles du métamorphisme de contact. Il est difficile, voire impossible, à la seule observation à l'oeil nu de l'échantillon de connaître le type de métamorphisme.

Ø Cornéennes

C'est un terme général désignant les roches massives, très compactes, dures issues des roches de toute nature en contact avec les magmas intrusifs, lors du métamorphisme de contact.

· Composition minéralogique : très variée. Les minéraux qui apparaissent lors du métamorphisme sont principalement : la cordiérite, l'andalousite et les pyroxènes.

· Grain : matrice d'apparence homogène à grains fins, contenant parfois quelques cristaux de grande taille (phénocristaux).

· Couleur : généralement de teinte foncée, noire, bleuâtre, grisâtre, verdâtre.

· Structure : massive, mais parfois porphyrique (quelques cristaux de grande taille dans une matrice fine).

· Gisement : se rencontrent dans la première auréole du métamorphisme de contact.

CHAP II. GEOTHERMIE

II.1. SITUATION THERMIQUE DE LA LITHOSPHERE

A l'intérieur du globe, la température (T) augmente avec la profondeur. Dans la partie superficielle de la croûte continentale, la T augmente de 3° tous les 100 m. Cette augmentation de la température avec la profondeur peut être représentée par une courbe T=f(P), exprimée en °/km, que l'on appelle le géotherme (fig. 21). Celui-ci varie significativement dans l'espace et dans le temps (t).

Ø La situation thermique de la Lithosphère est hétérogène dans l'espace

Fig.21 : Répartition des isothermes (en °C) dans le manteau supérieur du globe. Ce schéma est une situation idéalisée de la partie supérieure du globe, dans le cadre de la Tectonique des Plaques.

Do est la dorsale océanique, à la verticale des parties ascendantes des cellules convectives du manteau (flèches) et Zs est la zone de subduction, à la verticale des parties descendantes. Aux limites des plaques (zones instables), le transfert de chaleur est essentiellement advectif ; il est essentiellement conductif à l'intérieur (zones stables). (modifié d'après Kornprobst, 1989)

La figure 21 montre la répartition des isothermes dans les trois principaux sites géodynamiques: ride médio océanique et zone de subduction qui limitent les plaques stables. La ride se localise à la verticale des parties ascendantes des cellules de convection du manteau. Cette 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. La température augmente rapidement avec la profondeur, ce qui est représenté par un géotherme élevé, c'est à dire très proche de l'axe des T sur la figure 21. A l'intérieur des plaques stables : En s'éloignant de la ride, la lithosphère nouvellement formée se refroidit, les courbes isothermes s'espacent et le géotherme s'écarte de l'axe des T jusqu'à une valeur moyenne qui n'évoluera pratiquement plus :

On appelle ce géotherme le géotherme moyen ou normal de la lithosphère océanique. Celui-ci n'est pas significativement différent du géotherme moyen dans la lithosphère continentale (fig. 22).

Figure 22 : Géothermes contrastés dans la lithosphère - continentale "jeune" (A) et "vieille" (craton précambrien : B),- océanique, à l'aplomb de la ride (C) et à 1000 km de la ride (D).

De telles courbes sont obtenues par modélisation mathématique. La limite inférieure de la croûte continentale (Moho) et le solidus du manteau (Solidus) - conditions au delà desquelles celui-ci commence à fondre - sont également représentés.

Dans une zone de subduction, 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. Le géotherme se rapproche de l'axe des P et matérialise une augmentation faible de la température en fonction de la profondeur.

II.2. SOURCES ET TRANSFERT DE LA CHALEUR DANS LE GLOBE24(*)

Cette répartition de la chaleur dans le globe résulte de différentes sources et des modes de transfert de cette chaleur.

Les sources de chaleur se répartissent à tous les niveaux du globe. Il s'agit principalement de la chaleur initiale, liée à l'accrétion de notre planète à son origine, de la chaleur latente de cristallisation du noyau, de la chaleur produite par la désintégration des éléments radioactifs.

Ces derniers sont localisés dans le manteau supérieur et la croûte continentale.

Ils représentent donc une source de chaleur considérable dans la croûte continentale.

L'équation de la chaleur nous permet de comprendre comment cette chaleur va se répartir dans le globe.

qui nous indique les variations de la température en un point, en fonction du temps. Cette expression se simplifie en :

Si l'on ne considère que les transferts verticaux (à la vitesse u), en fonction de la profondeur z. Cette équation fait apparaître les principaux modes de transfert et de production (ou pertes) de chaleur.

Dans la croûte continentale, la production de chaleur (2ème terme de l'équation) est essentiellement lié à la désintégration des éléments radioactifs A ; 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 exo- ou endothermiques.

Le premier terme des équations (1) et (2) quantifie le mode de transfert de chaleur par conduction : il est fonction de la diffusivité thermique des roches , c'est à dire de la capacité de ces roches à laisser circuler la chaleur.

?est la masse volumique, Cp la capacité thermique qui mesure la chaleur nécessaire pour faire augmenter de un degré la température d'un volume unitaire de roche.

Le transfert de chaleur par advection (ou convectif pour employer un vocabulaire plus commun, mais moins général ; 3ème terme de l'équation) est fonction de la vitesse de déplacement du milieu (u) et du gradient thermique.

A l'intérieur des plaques, zones stables de la lithosphère, les variations de T en fonction du temps (T/t) et la vitesse de déplacement (u) sont nulles.

avec = k/ .Cp où k est la conductivité thermique. Le transfert de chaleur est essentiellement contrôlé par la conduction.

Q₀ et T₀ sont le flux de chaleur (quantité de chaleur qui traverse une surface en un temps donné) et la température à la surface.

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.

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 0.7 W/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, les géothermes dépassent le géotherme moyen.

Dans ce cas, on augmente l'épaisseur de la croûte (superficielle) qui a une production de chaleur élevée.

Aux limites des plaques, zones instables, les variations de T en fonction du temps (T/t) et la vitesse de déplacement ne sont pas nulles.

On remarque alors qu'il y a compétition entre les deux modes de transfert de la chaleur.

Dans les zones de subduction et les rides médio - océaniques, la vitesse de déplacement est grande.

En conséquence, le terme advectif (c'est à dire u) est grand devant le terme conductif : la température varie peu en fonction du temps (et ride médio- océanique: on a un étirement des isothermes dans le premier cas et un resserrement des isothermes dans le deuxième (fig.21).

II.3. LES ROCHES METAMORPHIQUES : TEMOINS DE L'EVOLUTION THERMIQUE DE LA LITHOSPHERE25(*)

Nous voyons que la situation thermique de la lithosphère est variable. Aussi est-il nécessaire d'étudier ces "fossiles" qui ont enregistré ces instabilités thermiques, nous permettant ainsi de caractériser celles-ci.

Des roches, placées dans de nouvelles conditions de pression et de température recristallisent, à l'état solide (fig.23).

L'étude de telles roches doit nous conduire à retracer les paléo géothermes de l'époque à laquelle elles ont été métamorphisées.

Notons que P peut être assimilée à la pression lithostatique qui est une fonction directe de la profondeur : P = .g.z où ?est la masse volumique des roches, g, l'accélération de la pesanteur et z, la profondeur. La « pression orientée », qui est liée à la contrainte tectonique, reste faible (qq. centaines de bars) et peut être négligée,

Figure 23 : Evolution minéralogique d'une roche constituée de deux minéraux (à l'équilibre) A et B, à P0-T0 et portée dans de nouvelles conditions P1-T1.

Dans ces nouvelles conditions, A et B ne sont plus stables ensembles et sont remplacés par l'association de A + C.

Pendant que la réaction se réalise, les néocristaux C se développent, en couronnes, aux limites des minéraux précoces.

Une telle texture "coronitique", si elle est préservée, est intéressante, d'une étape transitoire lors de l'évolution PTt, d'une portion del'évolution PTt de la roche, schématisée par la ligne en tirets sur le diagramme PT. Sur ce diagramme, les domaines gris matérialisent les champs de stabilité des associations A+B et C, séparés par la courbe de la réaction A+B=C.

Notez que la taille des cristaux A augmente lorsque T augmente : ceci est lié à des problèmes de minimisation de l'énergie de surface.

Lorsqu'une roche est amenée à grande profondeur (P augmente), elle devient plus dense et son volume diminue. Or, les minéraux ne sont pas très compressibles.

Aussi, les minéraux peu denses, stables en surface, sont remplacés, en profondeur, par des minéraux de densité supérieure. Lorsqu'une roche de surface, froide, s'enfonce dans le globe chaud, un échange de chaleur ?Q se fait entre la 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 mesure la variation d'entropie ?S entre l'entropie de la roche "chaude" et celle de la roche "froide".

Si ?S est positif, c'est que l'entropie de la roche chaude est plus grande que celle de la roche froide. Mais qu'est-ce que l'entropie ? C'est le nombre de façons dont les constituants atomiques ou moléculaires peuvent se répartir dans un minéral (on dit encore que l'entropie mesure le désordre). C'est donc une caractéristique intrinsèque des minéraux. En conséquence, lorsqu'une roche est portée à H.T., son entropie augmente. L'entropie des minéraux variant peu, les minéraux de basses températures, à faible entropie, sont remplacés par des minéraux de hautes températures à entropie élevée.

La paragenèse, c'est à dire l'assemblage (l'association) de minéraux à l'équilibre dans une roche, dépend de la composition chimique d'une part et des conditions de P et T dans lesquelles se trouve cette roche.

Les minéraux et assemblages de minéraux sont stables dans des intervalles de P et T ; ils sont en équilibre : ils sont en contact sans réagir.

Lorsque ces conditions changent, l'assemblage de minéraux d'une roche change (fig.3). Considérons une roche R contenant deux minéraux A + B, stables dans les conditions P0, T0 (par ex., pour un sédiment, P0=1 bar et T0=20°C). Si cette roche est portée dans de nouvelles conditions P1-T1 pour lesquelles A et B ne sont plus stables ensembles, ces minéraux ne peuvent plus coexister.

Il en résulte une réaction inter minérale (et chimique) entre A et B pour donner une nouvelle phase C :

m, n et p sont les coefficients stoechiométriques de la réaction, c'est à dire qu'ils indiquent la proportion des minéraux intervenant dans la réaction.

A P1-T1, la roche contiendra C + A ou B, en fonction des coefficients m, n et p et de la proportion de A et B dans la roche initiale, proportion qui est, bien sûr, fonction de la composition chimique de la roche. En règle générale, les processus métamorphiques sont isochimiques, c'est à dire qu'ils ne modifient pas significativement la composition chimique, à l'exclusion des éléments volatils. Lorsqu'il y a perte ou gain important des éléments non volatils, on parle de métasomatose.

A toutes les profondeurs du globe terrestre et dans tous les contextes géodynamiques, les roches recristallisent à la suite de modifications de P et T.

Dans les cellules convectives du manteau, par exemple, la péridotite est portée à des profondeurs variables et montre des réactions métamorphiques spectaculaires. Malheureusement, de telles roches sont difficilement accessibles à la surface du globe.

En fait, c'est à la faveur de mouvements verticaux comme on peut en avoir dans les chaînes de montagnes, que les roches métamorphiques, formées en profondeur, pourront être ramenées à la surface. De plus, c'est dans ces orogenèses que la situation thermique de la lithosphère est la plus perturbée.

En conséquence, les chaînes de montagnes sont les sites privilégiés pour l'étude des roches métamorphiques.

D'une manière générale, le gradient métamorphique est de plus en plus chaud lorsque l'on a affaire à des orogenèses de plus en plus anciennes.

Ainsi, le métamorphisme est de HP-BT dans les zones de convergence actuelles où la croûte océanique s'enfonce sous la croûte continentale du pourtour de l'océan Pacifique. A l'affleurement, on peut recueillir des roches du faciès des "schistes à glaucophane"qui ont moins de 15 Ma.

Le gradient de HP-BT est également bien représenté dans les chaînes de montagnes récentes telles que les Alpes. Les témoins de ce métamorphisme se font rares à l'ère primaire et ils sont le plus souvent de températures légèrement supérieures, matérialisant un gradient de HP-HT (comme dans le Massif Central).

Ils deviennent exceptionnels à l'époque Précambrienne (>590 Ma) et sont totalement absents à l'Archéen (>2600 Ma).

Dans les chaînes récentes, le métamorphisme de PI succède parfois au métamorphisme de H.P. Ce métamorphisme est la règle générale dans les chaînes primaires ; il se fait rare au Précambrien et exceptionnel à l'Archéen. Le gradient de HT-BP succède parfois aux conditions de PI dans les chaînes primaires et est la règle générale à l'Archéen.

Pour essayer de comprendre cette chronologie des processus métamorphiques, modélisons, de manière simplifiée, l'évolution géodynamique d'une chaîne (figure 24). L'histoire précoce d'une chaîne de montagnes résultant de la collision de deux continents, initialement séparés par un océan, débute dès l'ouverture de cet océan. Au stade précoce de cette ouverture (stade rift : fig.24A), le processus d'extension provoque un amincissement de la lithosphère continentale qui s'accompagne d'une remontée vers la surface de l'asthénosphère chaude.

L'anomalie thermique importante qui en résulte provoque un resserrement des isothermes et peut être responsable d'un métamorphisme de HT-BP (fig. 24a) et de la mise en place de magmas basaltiques, d'origine mantellique, précurseurs de la croûte océanique, dans la croûte inférieure continentale amincie.

Ultérieurement, lors de la fermeture de l'océan, une zone de subduction va s'initier sous une des marges passives ou sous la lithosphère océanique elle-même (fig. 24B).

La lithosphère océanique froide s'enfonce rapidement (plusieurs cm par an) dans le manteau. Compte tenu de la mauvaise conductivité des roches, celle-ci se réchauffe lentement, tandis que la pression augmente instantanément avec la profondeur. Cette lithosphère plongeante sera affectée d'un métamorphisme de faible gradient, de type HP-BT.

Les roches suivront des trajectoires PT (t) (t=temps relatif) comme celle représentée sur la fig. 24b. Si certains de ces échantillons sont ramenés rapidement à la surface tandis que le processus se poursuit, ils suivront quasiment la même trajectoire en sens inverse : c'est ce que l'on peut observer sur le pourtour péri pacifique. Lorsque la lithosphère océanique est subductée en totalité (fig. 24C), une portion de la croûte océanique de la marge chevauchante peut venir "obducter" la marge continentale.

La semelle de cette nappe "d'ophiolites" peut être également le siège d'un métamorphisme de H.P. : c'est ce que l'on observe à la base de la nappe ophiolitique d'Oman. La trajectoire PT (t) parcourue par les roches d'une telle formation est sensiblement différente de celle de la fig. 24B'.

Lorsque la dernière portion de lithosphère océanique est enfouie, la croûte continentale, amincie sur sa marge, peut être entraînée à son tour dans la subduction (fig. 24D). Cependant, de densité plus faible que la croûte océanique, la croûte continentale ne peut s'enfoncer indéfiniment dans le manteau.

Le déplacement horizontal de la convergence n'est plus absorbé par le simple coulissage au niveau d'un grand cisaillement le long de la zone de subduction mais par un épaississement vertical (et éventuellement une expulsion latérale).

La déformation se répartit sur un volume considérable, ce qui freine le déplacement relatif des plaques. Il s'ensuit un ralentissement de la vitesse de plongement, et, de ce fait, un réchauffement plus important des roches.

D'autre part, ce réchauffement est renforcé par le redoublement de la croûte continentale qui concentre les éléments radioactifs, source de chaleur considérable. On assiste à une augmentation significative du gradient géothermique (fig. 24d) qui dépasse le gradient "moyen".

Il est nécessaire, pour bien comprendre l'évolution thermique de la chaîne à ce stade, de suivre les trajectoires de (au moins !) deux roches situées dans des unités structurales différentes.

La première (étoile) se localise dans la portion de croûte océanique qui, après avoir été entraînée dans la subduction, se trouve pincée dans le chevauchement intra-continental qui matérialise la suture.

La deuxième (rond) se trouve sur la partie superficielle de la croûte continentale chevauchée. La première roche, appartenant à la croûte océanique, a été subductée avant le début de la collision et a été transformée en éclogite de HP-BT. Au début de la collision, lorsque la croûte continentale est sous -charriée sous la croûte océanique, cette dernière est ramenée vers la surface tandis que le gradient thermique évolue vers de plus hautes T. La pression exercée sur l'éclogite diminue tandis que celle-ci se réchauffe, (fig. 24d). Dans le même temps, l'échantillon de la croûte continentale chevauchée (sous-charriée) s'enfonce et se réchauffe dans les conditions du gradient métamorphique de PI. Par le jeu des déplacements relatifs de part et d'autre du chevauchement, les deux échantillons peuvent être mis en contact : ils ont alors une histoire thermique commune. Ainsi, la collision n'arrête pas la convergence : en Himalaya, 40 Ma après la fermeture de l'océan, l'Inde continue de se rapprocher du bloc asiatique, avec une vitesse réduite de moitié. La déformation se propage vers les parties externes de la chaîne où métamorphisme et déformation sont de plus en plus récents (fig. 24E). Lorsque le mouvement de convergence s'interrompt, la croûte continentale épaissie est en déséquilibre gravitaire.

Elle va s'amincir, par la combinaison de processus isostatique, tectonique et d'érosion, afin de revenir à l'épaisseur normale d'une croûte, d'une lithosphère stable (fig. 24F). Lorsque cet amincissement post-orogénique est contrôlé par une extension d'origine tectonique (fig. 24G), les roches profondes et chaudes sont ramenées rapidement vers la surface et n'ont pas le temps de se refroidir (fig. 24g). D'autre part, l'extension, en permettant la remontée de l'asthénosphère chaude (favorisée par un processus de délamination ou détachement de la lithosphère mantellique : fig. 24 et F ?) et de magmas basiques dans la croûte inférieure, s'accompagne d'une anomalie thermique importante.

Cette anomalie thermique, d'origine mantellique, accentue l'augmentation du gradient géothermique vers les hautes températures : les roches, ramenées rapidement vers la surface, témoigneront d'un gradient métamorphique de HT-BP (fig. 24g). Par ailleurs, la chaleur fournie est suffisante pour provoquer une anatexie volumineuse, nécessaire pour produire une quantité de magma granitique susceptible de migrer vers les parties superficielles de la croûte, laissant dans la partie profonde un résidu réfractaire ultra-métamorphique.

Si l'extension post-orogénique se poursuit, la lithosphère pourra évoluer à nouveau vers l'océanisation (fig. 24A).

En fait, les roches métamorphiques ne préservent que peu d'indices des trajectoires représentées sur les figures 24 à g.

Ce ne sont que les conditions des gradients de PI ou BP qui seront essentiellement visibles. Les conditions précoces, de HP, ne seront qu'exceptionnellement conservées sous forme de reliques lenticulaires de petite dimension (parfois inférieur au mètre!). Ce modèle de l'évolution thermique d'une chaîne de montagnes est très simplifié. De nombreuses trajectoires PT(t) peuvent être tracées pour des roches dans des positions structurales variées à l'intérieur de la chaîne. Cependant, ce modèle donne une bonne approximation de ce qui se passe dans une chaîne telle que l'orogenèse hercynienne d'Europe Occidentale.

Dans cette dernière, des granites datés aux alentours de 500 Ma et des indices de métamorphisme de HT témoignent de la fin du cycle cadomien.

Les portions de croûte océanique pincées dans la collision hercynienne sont datées entre 500 et 480Ma.

Gradients de HP, PI et HT se succèdent au cours de la collision, entre 420 et 280 Ma. Le métamorphisme de HT est bien représenté à l'Est du Massif Central et dans la région des Grands Lacs, en Italie, c'est à dire sur les marges de l'océan liguro piémontais.

La fermeture de cet océan et la collision qui en résulte ont produit la chaîne alpine dans laquelle métamorphismes de HP et de PI se sont succédé.

G : Extension d'origine tectonique g : Témoignage d'un gradient métamorphique de HT-BP

II.4. LES ROCHES METAMORPHIQUES : DES TEMOINS DU REFROIDISSEMENT DU GLOBE27(*)

On pensait, il y a encore quelques années, que la rareté des roches de HP-BT (qui ne peuvent donc se former que dans le contexte géodynamique de la subduction) à la fin du primaire et du précambrien démontrait que le gradient géothermique, lors de la subduction, était significativement plus chaud à cette époque.

En fait, la figure 24d nous montre que ces roches sont réchauffées si elles restent en profondeur. Par contre, la paragenèse de HP- BT sera conservée si les roches sont exhumées rapidement (Fig. 24b). Cependant, à ce stade, l'épaississement de la chaîne n'est pas encore résorbé et ces dernières seront rapidement érodées. Ainsi, le glaucophane, minéral typique de ces conditions, est signalé dans des sédiments anciens. En conséquence, l'évolution du gradient métamorphique, qui est de plus en plus froid dans les orogenèses de plus en plus récentes, n'est pas strictement liée au refroidissement du globe.

Le degré d'évolution des chaînes et leur niveau d'érosion l'expliquent pour une grande part (fig. 24). Le métamorphisme de gradient de PI est identifié depuis la fin de l'Archéen (2600 Ma). Ce n'est que dans la période plus ancienne de l'histoire de la Terre (>2600 Ma), que les conditions thermiques ont été significativement plus chaudes qu'à l'époque actuelle: le métamorphisme y est généralement de HT. Les rares témoins du métamorphisme de gradient de PI à l'Archéen témoigneraient des conditions thermodynamiques dans les zones de subduction de l'époque. Le raisonnement n'est valable que si l'on admet que le mécanisme de la tectonique des plaques actuelle est applicable à cette période, ce qui n'est pas définitivement démontré. Si tel est le cas, ceci a des implications importantes sur l'origine de la croûte continentale qui est fabriqué dans ce contexte géodynamique. A l'heure actuelle, on considère que la croûte continentale est le produit de la fusion partielle du manteau supérieur qui se situe au dessus de la croûte océanique subductée. Le volcanisme andésitique de ces zones orogéniques en est le témoignage en surface (fig. 24B). On sait d'autre part que cette production de croûte continentale est très faible et que la majorité a été fabriquée à l'Archéen. Mais, dans ce cas, le mode de production est sensiblement différent. En effet, si le gradient dans les zones de subduction archéenne était de type PI, la croûte océanique plongeante pouvait fondre (on se rappelle que le gradient de PI franchit la courbe d'anatexie contrairement à celui de HP) et serait à l'origine de la croûte continentale.

CHAP III. APPORT DE LA THERMODYNAMIQUE DANS LE PROCESSUS METAMORPHIQUES

III.1.INTRODUCTION

Le terme métamorphisme englobe l'ensemble des transformations minéralogiques, texturales et structurales subies par une roche (ou un ensemble de roches) lorsqu'elle est soumise à des conditions physico-chimiques différentes de son environnement d'origine. Les roches métamorphiques sont donc les roches, originellement sédimentaires ou magmatiques, qui ont été transformées et métamorphosées. La pétrologie métamorphique s'attache à retracer la formation et l'évolution de ces roches Les transformations qui les affectent se font à l'état solide, par dissolution, diffusion, recristallisation, et non par fusion de matière, ce qui les différencie des roches ignées. Les roches métamorphiques sont non seulement fréquemment rencontrées à l'affleurement, mais si l'on en suit la définition précédente, toute roche sortie de son environnement d'origine est susceptible d'être une roche métamorphique.

L'étude du métamorphisme des roches et plus généralement des transformations minéralogiques est motivée par nombre de raisons, de la reconstruction géodynamique à la gestion des sites de stockage de déchets. Toutes ces études tendent toutefois vers le même objectif : appréhender l'évolution des systèmes minéralogiques en déséquilibre. Que ce soit lors de la datation de minéraux, de la reconstruction de l'histoire de la croûte terrestre, de la prédiction du comportement des barrières géologiques ou du calcul des transitions de phases dans le manteau, invariablement les notions de déséquilibre, de mouvement et d'évolution sont présentes.

Au vaste champ d'application de l'étude du métamorphisme s'associent immanquablement l'étude et la compréhension des caractéristiques physico-chimiques des minéraux composant le système. Nombre de concepts et de paramètres s'y rattachent et ainsi nombre d'outils ont été développés par différentes communautés, géologues bien sûrs, mais aussi géochimistes, géophysiciens, pédologues, astrophysiciens, qui tous aspirent à concilier calculs, expérimentation et observations dans le milieu naturel. Parmi ces outils, l'outil thermodynamique est très présent et fréquemment mis à contribution pour une raison majeure : la thermodynamique permet la quantification du coût énergétique des processus impliqués dans le métamorphisme.

La caractérisation de l'équilibre est grâce à cela possible, de même que la prédiction de l'évolution des systèmes en déséquilibre. L'on peut dire qu'il existe plusieurs types de thermodynamique, applicables à différents objets et à différentes échelles, régis par des lois parfois différentes, mais qui convergent vers cette notion de description de l'évolution des systèmes en déséquilibre. Plusieurs types de métamorphisme existent, tout comme plusieurs classifications de ces types de métamorphisme. On a pu les classer selon l'agent principal, le moteur, du métamorphisme, mais aussi selon le contexte géologique du métamorphisme (Spear, 1993). L'agent principal peut être thermique (métamorphisme de contact), dynamique (métamorphisme des cataclasites) ou une combinaison des deux, et les contextes géologiques extrêmement variés et hétérogènes à plusieurs échelles (continent, orogène, affleurement, lame mince, joints de grains...).

III.2. FACIES ET GRADIENTS METAMORPHIQUES

Le concept de faciès métamorphiques a été introduit par le pétrologue ESKOLA au début du siècle dernier.

Comparant ses travaux à ceux de GOLDSHMIDT (1927) qui étudiait une autre auréole de contact, il émit l'idée que les roches de composition similaires présentant des assemblages minéralogiques différents avaient pu connaître des conditions de pression (P) et de température (T) de cristallisation différentes. Sa vision plus globale que les concepts de l'époque, prenant en compte les assemblages minéralogiques (et donc les équilibres thermodynamiques entre plusieurs phases) et non plus exclusivement des minéraux indicateurs de l'intensité du métamorphisme, permit la définition des faciès métamorphiques.

Ceux-ci sont l'expression de la relation entre l'assemblage minéralogique (la paragenèse, l'association de minéraux à l'équilibre) et la composition de la roche totale.

Les faciès métamorphiques varient donc selon P et T, comme l'illustre la Figure1. Ils ont été définis originellement pour des paragenèses de roches mafiques. Les limites entre les différents faciès peuvent donc être clairement représentées pour ces roches uniquement, et on pourrait définir un faciès pour chaque protolithe différent. Limiter le nombre de faciès en leur fournissant une définition dans l'espace PT a fait de ceux-ci des outils simples de communication.

La notion de gradient métamorphique s'est imposée sur l'observation de terrain du métamorphisme régional spatialement croissant. Reportés dans l'espace P-T, on observe une ligne, évolution régulière reliant les pics de métamorphisme rencontrés par les roches. En résumé, les trois gradients principaux (HP/BT, MP/HT, HT/BP) correspondent chacun à un contexte géologique différent, respectivement de subduction, d'épaississement crustal puis de métamorphisme de contact ou d'amincissement crustal. Dans l'espace P-T, les gradients métamorphiques sont limités par les conditions physiques régnant actuellement sur Terre : il y a une limite inférieure au gradient de HP/BT, environ 5°C/km, tout comme il y a des températures et pressions maximales que les roches terrestres n'ont aucune chance de franchir en conditions naturelles.

III.2.1. Les variables du métamorphisme

Les réactions métamorphiques ont lieu lorsque les roches sortent de leur environnement d'origine.

Nous devrons nous intéresser aux environnements initiaux et finaux pour comprendre ces réactions. On pensera tout d'abord à la composition de la roche.

Les minéraux bien sûrs, dont la structure est aussi importante que la composition, mais également les fluides, dont le rôle est difficile à apprécier lorsqu'ils ne sont pas connus. La composition de la roche totale et des fluides et autres éléments volatils interagissant avec elles définiront le système chimique, permettant ou non à certains minéraux de se développer. Cette notion fondamentale est très simple à illustrer par un exemple : le métamorphisme d'un carbonate pur, quel qu'en soit l'intensité, ne permettra pas l'apparition du moindre silicate. Les contraintes externes appliquées au système sont d'importance prépondérante.

Parmi elles, P et T sont très souvent citées, mais l'état de contrainte et particulièrement la contrainte déviatorique peuvent agir de façon non négligeable. Les autres variables couramment utilisées, telles que fugacité d'oxygène ou activité d'eau, dépendent des précédentes. Si l'on connaît tous les éléments cités plus haut et leurs effets, alors l'on devrait être en mesure de prédire l'évolution des roches ou d'en retracer l'histoire, comme nous le verrons plus loin. L'outil thermodynamique est pour cela très précieux. Toutefois, une dernière variable, outil majeur ou obstacle difficile à surmonter, est d'importance dans l'étude du métamorphisme : le temps (t). Quand bien même tous les processus et variables définissant l'équilibre seraient connus et correctement décrits, il n'en resterait pas moins que les roches à la surface de la croûte terrestre sont majoritairement constituées de minéraux bien loin de leurs conditions de formation et d'équilibre. La faute aux cinétiques des réactions chimiques, aux très faibles vitesses de diffusion à basses températures, aux barrières énergétiques difficiles à franchir qui empêchent les minéraux de réagir pour amener entre les mains du géologue des roches n'ayant pas subi de changement notable depuis le manteau qu'elles connurent des dizaines de millions d'années plus tôt. Pour cette raison, la thermobarométrie et la création de chemins P-T-t sont possibles à basse température, mais plus compliquées qu'à haute température, au point que la stabilité même des argiles soit questionnée (Jiang et al. 1990 ; Essene et Peacor, 1995).

III.2.2. Etude des métapélites et chemins P-T-t

Reconstruire l'histoire d'une roche métamorphique, par exemple en créant son chemin PT- t, dépend de l'apparition des phases indicatrices des conditions PT.

Il faut pour cela que de telles phases existent ! Il se comprend intuitivement que plus le système chimique sera complexe et plus de nouvelles phases seront susceptibles d'apparaître. La règle des phases de Gibbs l'illustre un peu différemment : elle relie le nombre de variables du système au nombre de contraintes que le système connaît. Elle exprime le degré de liberté du système, sa variance V, qui s'écrit : V = ncs + 2 - ncph (1-1)

Le chiffre 2 représente le nombre de paramètres intensifs s'appliquant au système, dans notre cas ce sont P et T.

ncs est le nombre de composants du système, ncph le nombre de composants de phases du système.

Les composants du système sont les espèces chimiques nécessaires à exprimer la variabilité chimique du système. Les composants de phases sont les espèces chimiques nécessaires pour décrire la variabilité chimique d'une phase spécifique. La phase, que dans notre cas on peut appeler le minéral, est une substance aux propriétés physico-chimiques homogènes.

Une variance nulle indiquera un point dit invariant dans l'espace P-T, égale à l'unité elle dessinera une droite, à deux elle délimitera un champ. Dans le cas bien connu des silicates d'alumine, observer andalousite, sillimanite et disthène à l'équilibre implique une seule condition de P et T : le système peut n'être décrit que par un seul composant Al₂SiO₅, et trois phases minérales différentes coexistent donc la variance est nulle. Si l'on n'observe qu'une seule des trois phases, la paragenèse a une variance égale à deux et l'information thermobarométrique est alors plus limitée. Il en va de même pour les polymorphes du quartz. Augmenter le nombre de composants du système ainsi que sa complexité chimique provoque l'augmentation du nombre de phases susceptibles d'apparaître, et également le nombre de paragenèses susceptibles d'être observées. C'est là tout l'intérêt de l'étude du métamorphisme des métapélites. Ces roches présentent un système suffisamment complexe sans être inabordable (90% des schistes pélitiques sont compris dans le système KFMASH, d'après Spear, 1993).

Elles ont permis la création de nombreuses grilles pétrogénétiques telles que présenté en figure 26, à l'aide des propriétés thermodynamiques des phases et/ou des expériences de calibration / encadrement des réactions minéralogiques.

La cinétique plus faible des réactions de rétromorphose (le passage des conditions du pic de métamorphisme aux conditions de l'affleurement) permet fréquemment de conserver plusieurs paragenèses au sein d'une même roche, dépendamment bien sûr des vitesses de refroidissement et d'exhumation. Par l'étude thermobarométrique des minéraux en inclusion, par exemple dans les grenats, ou des zonations, on peut accéder aux conditions de cristallisation durant le métamorphisme prograde. Les informations ainsi extraites permettent de retracer le chemin P-T-t de la roche métamorphique ou de l'unité si plusieurs roches sont utilisées. Reconstruire un chemin P-T est une chose difficile car les informations thermobarométriques sont souvent très lacunaires, empêchant de connaître le trajet suivi par la roche entre deux points P-T. Un exemple de chemin P-T établi à partir de grilles pétrogénétiques est présenté en figure 26.

Il y apparaît clairement que les arguments texturaux restent majeurs dans ce type de travail.

Fig.26 : diagramme P-T schématique présentant l'évolution polyphasée de grenats originaires des micaschistes à grenats et chloritoïdes du massif du Grand Paradis, d'après Le Bayon et al. (2006).

Deux types de grenats ont été identifiés au sein de la même unité, l'un ayant enregistré une histoire anté-alpine (varisque) puis fracturé et dissous, possiblement pendant l'exhumation des roches varisques. Le second type de grenat représente un nouveau stade de croissance minérale développé pendant la subduction puis l'exhumation de la croûte continentale européenne dans la zone de convergence des plaques adriatique et européenne. Ces résultats ont été obtenus grâce au logiciel THERMOCALC développé par Powell et Holland (1988) qui permet de construire des pseudos sections

III.2.3. Le métamorphisme à basse température

La limite du métamorphisme à basse température est plutôt floue, bien que les processus de transformation des sédiments dès le début de leur compaction entrent dans la définition des processus métamorphiques. Une partie importante de ce travail concerne les basses températures, et nous verrons plus loin que les roches sédimentaires dès les basses températures, subissent des transformations que l'on peut représenter avec des modèles issus du métamorphisme « vrai », ce par quoi on entend en général que l'anchizone est atteinte ou dépassée.

D'après Spear (1993), il est souvent considéré qu'une telle limite est atteinte lors de la déstabilisation de la pyrophyllite au profit d'un silicate d'alumine, Nous ne considérerons jamais cette réaction comme limitante.

III.3. ESTIMATION DES CONDITIONS P-T DE CRISTALLISATION D'UNE PARAGENESE: MINIMISATION D'ENERGIE ET MULTI EQUILIBRES

Nous avons vu qu'à P et T données, le système chimique tend naturellement vers un état d'équilibre dans lequel son énergie libre de Gibbs est minimale. Il en découle qu'à l'équilibre, toutes les réactions possibles entre les phases ont eu lieu et qu'elles sont terminées: ?Gr de chacune d'entre elles est nul. De ces deux constatations naquirent trois méthodes d'estimation des conditions P-T de cristallisation des paragenèses

III.3.1 Géothermomètres et géobaromètres

La première de ces techniques est l'utilisation de géothermomètres ou géobaromètres. Elle repose sur l'identification d'une réaction chimique ayant une pente très forte ou très faible dans l'espace P-T. Si la pente est nulle à très faible on aura une bonne évaluation de la pression pour une gamme de température sur laquelle le géobaromètre est calibré, et réciproquement si la pente de la réaction est très forte on est en droit d'attendre une bonne estimation de la température quelle que soit la pression. Utiliser un géothermomètre ou un géobaromètre demande une relation linéaire entre ?Gr et P ou T.

Ø le changement de volume en fonction de la pression est assez faible pour supporter l'approximation ;

Ø Les termes ?Cp et ?Cp/T sont constants ou négligeables, au moins sur l'intervalle de température considéré ;

Ø L'activité non idéale des solutions solides des minéraux impliqués dans la réaction de température considérée.

La réaction albite = jadéite + quartz est un géobaromètres célèbre, l'échange K-Na dans les phengites fait quant à lui office de géothermomètre courant.

III.3.2 Minimisation d'énergie

La seconde de ces méthodes est basée sur le principe de la minimisation de l'énergie libre de Gibbs du système.

On cherche alors à calculer l'assemblage de phases le plus stable, celui qui minimise la somme des potentiels chimiques des constituants, en fonction de P,T et de la composition du système. Si l'observation en lame mince nous permet de considérer que tous les minéraux de la roche sont à l'équilibre, on utilisera la composition de la roche totale, et à l'inverse si l'équilibre n'est pas atteint dans toute la roche, ce que la présence de textures coronitiques suggère par exemple, alors on travaillera uniquement sur les phases que l'on suppose à l'équilibre. Le gros avantage de cette approche est qu'elle ne fait pas d'hypothèses sur la paragenèse d'une roche à P-T données et permet donc de s'assurer très rapidement de l'équilibre ou de l'absence d'équilibre du système minéralogique étudié. Le logiciel THERIAK-DOMINO développé par De Capitani et Brown (1987) et De Capitani (1994), fréquemment mis à jour, fait référence dans la communauté géologique. Il existe toutefois deux revers majeurs à son utilisation. Le premier inconvénient est d'ordre calculatoire: il est nécessaire de connaître toutes les propriétés thermodynamiques des composants nécessaires pour exprimer la variabilité compositionnelle des phases observées.

Cela est d'autant plus contraignant si l'on veut prédire l'évolution d'un système minéralogique complexe à des conditions P-T très différentes de celles de sa cristallisation où des changements de phase sont susceptibles d'avoir lieu. Une seconde limite à cette méthode réside dans la composition du système étudié.

Dans de très nombreux cas géologiques, on observe des variations à plusieurs échelles de compositions des minéraux au sein d'une même roche: zonations dans les grenats ou persistance de plusieurs générations de chlorites sont monnaie courante. Il est alors compliqué de considérer les équilibres thermodynamiques locaux.

La troisième méthode d'estimation des conditions P-T de cristallisation d'une paragenèse repose sur la seconde propriété de l'équilibre (Ó?Gr = 0). Nous avons vu qu'appliquer la règle des phases (1-1) permet de connaître les champs, lignes ou points dans l'espace P-T de stabilité des paragenèses.

C'est donc l'utilisateur qui propose les phases stables entre elles, parce qu'il les observe en lame mince ou parce qu'il émet l'hypothèse de leur stabilité.

Plusieurs logiciels permettent de traiter les calculs thermodynamiques et de produire des diagrammes de phases de la sorte. TWQ (Berman, 1988) et THERMOCALC (Holland et Powell, 1998) en sont les deux exemples les plus célèbres, utilisant chacun une base de données inter-cohérentes différente. Ils commencent par identifier les réactions possibles entre les composants, puis les calculent dans l'espace P-T. De manière générale, les domaines P-T de cristallisation de la paragenèse sont estimés en superposant les domaines divariants des composants. Plus ceux-ci seront restreints et plus l'interprétation géodynamique est simplifiée. Ces logiciels demandent eux aussi de connaître les propriétés thermodynamiques des composants et des solutions solides, mais peuvent fonctionner sans tous les pôles nécessaires à exprimer la variabilité compositionnelle de chaque phase. S'il se trouve qu'aucun champ P-T n'est possible, alors l'hypothèse d'équilibre doit être rejetée.

CONCLUSION ET RECOMMANDATION

Nous voici au terme de notre travail qui portait sur l'apport de la thermodynamique dans la compréhension de processus métamorphiques. Il sied de rappeler les questions qui ont actionnées le moteur de notre recherche :

Ø La thermodynamique a-t-elle vraiment un impact dans la formation des roches métamorphiques ?

Ø Les roches métamorphiques présentent-elles un intérêt pour faire l'objet d'une recherche ?

Pour ce faire, certains paragraphes ont pu traiter ces questions et quelques éventualités ont été émises :

Ø Les roches métamorphiques résultent de la transformation d'une roche à l'état solide du fait de l'élévation de la température et/ou de la pression avec recristallisation de nouveaux minéraux ;

Ø Les roches métamorphiques présentent non seulement d'intérêt économique mais aussi scientifique car elles trouvent leur application dans plusieurs domaines de recherches géologiques et minéralogiques.

C'est ainsi que, le but primordial de notre travail était d'apporter des connaissances et une bonne compréhension de processus métamorphiques quant à leur origine, leur composition physico-chimique afin de bien adapter son application dans différents domaines.

Et en vue de rendre plus concret ce travail nous nous sommes servi de deux méthodes :

- L'analyse documentaire : qui nous a été un moyen pour la réalisation de la quasi-totalité de notre travail ;

- La méthode déductive : qui consistait à interpréter des données conformément aux théories apprises dans l'auditoire.

Le manque d'un laboratoire équipé et aussi d'une documentation bien adaptée en géologie constitue une des difficultés rencontrées pour l'interprétation et la réalisation de ce travail. Ainsi nous recommandons notre université de bien vouloir équiper notre bibliothèque en manuels géologiques.

BIBLIOGRAPHIE

2. Charles, P. et Maurice, R., Eléments de Géologie, 9^èmeéd., Armand Colin, Paris, 1989.

5. FOUCAULT, A et J.F. RADULT, Dictionnaire de géologie, 4^ème éd., Paris, Dunod, 1995.

7. G.LEMASSON, Les machines transformatrices d'énergie, Resistances passives Thermodynamique.

9. KAPAJIKA, C., Notes de Cours de pétrographie, inédit, UNIGOM, Fac. Sciences, 2010-2011.

10. LUKAYA, N., Notes de cours de Physique Générale, inédit, UNIGOM, Fac. Sciences, 2009-2010.

TABLES DES MATIERES

* ⁶ G.LEMASSON, Les machines transformatrices d'énergie, Resistances passives Thermodynamique, p91

* ⁸ LUKAYA, N., Notes de cours de Physique Générale, inédit, UNIGOM, Fac. Sciences, 2009-2010

* ¹⁸ FOUCAULT, A et J.F. RADULT, Dictionnaire de géologie, 4^ème éd., Paris, Dunod, 1995

* ¹⁹ CARITE, D, Géologie en Mauritanie, Edisud, Aix-en-provence, France, 1989, pp .152-153

* ²¹ KAPAJIKA, C., Notes de Cours de pétrographie, inédit, UNIGOM, Fac. Sciences, 2010-2011, p74

* ²⁴ Charles, P. et Maurice, R., Eléments de Géologie, 9^èmeéd., Armand Colin, Paris, 1989, p59

Apport de la thermodynamique à la compréhension des processus métamorphiques

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