Apport de la thermodynamique à la compréhension des processus métamorphiques

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.

La transformation se fait par le biais de la réaction A+B=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.

Ø Cristallisations des minéraux dans les roches

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.

Ø Conditions de cristallisation des minéraux

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 A + n B = p 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.

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.

Ø Métamorphisme et géodynamique

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.

Ø Chronologie et métamorphisme

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.

Ø Evolution thermique d'une chaîne de montagnes^26(*)

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".

Les conditions de l'anatexie peuvent être localement atteintes.

Il est nécessaire, pour bien comprendre l'évolution thermique de la chaîne à ce stade, de suivre les trajectoires 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.

C'est le processus de la différenciation intracrustale.

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.

Fig.24A : Stade rift B : Initiation de la zone de subduction

a : Resserrement des isothermes b : Trajectoire des roches

C : Subduction de la lithosphère océanique

D : Subduction de la croute continentale

d: Augmentation du gradient géothermique

E : Déformation vers les parties externes

F : Epaisseur normale d'une croute stable

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

* ²⁵ C. NICOLLAT , Evolution du métamorphisme, article, 72p

* ²⁶ Charles, P. et Maurice, R., Op.cit, p204