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INTRODUCTION AU
METAMORPHISME
alain Meunier
5 leçons
Objets et méthodes
L ’acquisition des « fabriques » - les microstructures
Les réactions minérales
Le rôle de la phase fluide
Applications
1ere leçon
OBJETS ET METHODES
Les Sables d’Olonne – secteur de Cayola
1.1 OÙ TROUVE-T-ON LES
ROCHES METAMORPHIQUES?
1.1.1 LES CONTEXTES GEODYNAMIQUES:
1 - la subduction
Mouvement et
enfoncement
modifient les
conditions de
pression,
température,
contrainte.
1.1.1 LES CONTEXTES GEODYNAMIQUES:
2 - la collision continentale
Mêmes
constatations avec
en plus la résistance
de la plaque
continentale
subductée à
s’enfoncer
profondément. Cela
provoque la
formation de
grandes failles qui
modifient localement
les roches.
1.1.1 LES CONTEXTES GEODYNAMIQUES:
3 - le métamorphisme océanique
Hydrothermalisme
et métamorphisme
modifient les
basaltes aussi
bien que la
lithosphère
océanique. Les
circulations d’eau
sont essentielles.
1.1.1 LES CONTEXTES GEODYNAMIQUES:
4 - le métamorphisme de contact
Le facteur
métamorphique
prédominant ici est le
transfert de chaleur du
corps magmatique vers
son encaissant. Il
entraîne la diffusion
chimique qui modifie les
minéraux.
Le métamorphisme lié aux chocs météoritiques est négligeable
sur Terre. Il ne sera pas traité ici.
1.1.2 QUEL EST LE POINT COMMUN DE CES CONTEXTES?
1 – le raisonnement
1 - La matière se réorganise à l’état solide sans fusion.
2 - Réorganisation impose transferts chimiques déclenchés par les
changements de température et de pression.
3 – Nous pouvons donc décrire ces changements dans l’espace
pression – température – force chimique.
4 – L’outil énergétique (J) pour cet espace est donné par l’énergie
libre de Gibbs (1906):
G = H – TS
Entropie (J.K-1)
d’où
DG = -SdT + VdP + ∑µidni
température
pression
force chimique
Barbey & Libourel (2003) Les relations de phases et leurs applications. Des sciences de la Terre
aux matériaux, Gordon & Breach, 243 p.
1.1.2 QUEL EST LE POINT COMMUN DE CES CONTEXTES?
2 – la représentation
HYDROTHERMAL METAMORPHISM
La nature des roches
métamorphiques
dépend de leur
composition chimique X.
Il faut ajouter la variable
temps: t.
LES VARIABLES A CONSIDERER: P, T, X, µx , t.
1.1.2 QUEL EST LE POINT COMMUN DE CES CONTEXTES?
3 – variables intensives et variables extensives
Potentiel chimique (J.mol-1)
DG = -SdT + VdP + ∑µidni
Variables extensives: variables caractérisant un système
physique, qui sont proportionnelles à la taille de ce système.
Masse, volume, nb d’atomes …
Variables intensives: quantités qui ne dépendent pas de la
quantité de matière. C'est le contraire d'une variable
extensive. Pression, température, potentiel chimique …
Le produit d’une variable extensive par une variable intensive
est un terme de l’énergie (J).
1.2 LA PRESSION (P)
1.2.2 LA PRESSION
1 - définitions
hydrostatic pressure: the pressure caused
z
by a column of water. In the upper crust of
the Earth, there are enough fractures, cracks,
and porosity that the fluid within these
voids is under hydrostatic pressure.
P z    g   z dz  P z 0 
0
where  is density, g the acceleration of gravity, and z depth
material density (g/cm3)
density (kg/m3)
water
1
1000
sedimentary rock
2.7
2700
lithostatic pressure: the pressure caused
mafic rock
3.0
3000
by a column of rock
upper mantle
3.3
3300
1 GPa = 10 kbars
nonhydrostatic, tectonic stresses have little effect on pressure
Typical tectonic stresses in the Earth are <100 MPa, such that a lithostatic
pressure of 300 MPa (i.e., ~10 km depth) is affected by less than 30 MPa.
1.2.2 LA PRESSION
2 - pressions hydrostatique et lithostatique
For rocks at depth, we use lithostatic pressure.
Consider a rock at 3 km depth. Lithostatic pressure F (weight
of rock of overlying column).
Pl =   g  h if  (density) = 2700 km/m3, g (gravity) = 9.8
m/s2 and h (depth) is 3000 m,
Pl = 2700  9.8  3000 = 79.4  106 Pa ~ 80 Mpa ~ 0.8 kb
For every km in the Earth’s crust, the lithostatic pressure
increases 27 MPa.
The lithostatic pressure is equal in all directions (isotropic
stress), [s1 = s2 = s32 ]
Tout cela décrit la pression isotrope
mais est-ce toujours le cas?
Notions de contrainte (stress) et de
déformation (strain)
1.2.3 LES CONTRAINTES NON ISOTROPES (STRESS)
the rocks state of stress: isotropic (lithostatic/hydrostatic) or anisotropic (deviatoric).
Ellipsoïde des contraintes
s3
s1
s1
s3
Déviateur de contrainte: s1 – s3
If the 3 principal stresses are equal in magnitude = isotropic stress
If the principal stress are unequal in magnitude = anisotropic stress
Here the greatest stress is called s1, intermediate stress, s2 and minimum stress is
called s3 . Here the state of stress is represented by an ellipsoid, not a sphere
1.2.4 LES DEFORMATIONS (STRAIN)
1 – isotrope et anisotrope
smean = (s1 + s2 + s3)/3
Isotropic stresses act equally on all
directions, resulting in a volume
change of the rock . No shear stress
peut être négatif
Deviatoric stress, changes the shape of the
body. The difference between isotropic
stress and additional stress from tectonic
forcing.
1.2.4 LES DEFORMATIONS (STRAIN)
2 – les 3 types de déformation
Ellipsoïde des déformations
noncoaxiale
coaxiale
Déformation non-coaxiale
Déformation coaxiale
The lines that are
perpendicular before and
after strain are called
Principal Strain Axes.
1.2.5 EXEMPLES DE DEFORMATION
1 - déformation en tension
Tension: s3 is negative, and the resulting strain
is extension, or pulling apart
s1
Fentes de tension
s3
original shape
strain ellipsoid
1.2.5 EXEMPLES DE DEFORMATION
2 - déformation en compression
Compression: s1 is dominant, Plissements
 folding or more
homogenous
s3flattening
s1
1.2.5 EXEMPLES DE DEFORMATION
3 - déformation en cisaillement
Shear motion occurs along planes at an angle to s1
If directed pressure is
great enough rocks can
break and/or fold
s1
s3
schistosité
boudinage
1.2.6 NOTION DE MECANIQUE DES ROCHES
1 – principes de base
Strain: adimensionnel (% déformation); stress: pression (Pa)
Pente = E (module d’Young)
• High confining stress
hinders the formation of
fractures and so reduces
brittle properties.
• Reduction of brittleness by
high confining stress is a
second reason why solid
rock can be bent and
folded by ductile
deformation.
• Differential stress is stress
that is not equal in all
directions.
La grandeur physique mise en jeu est la viscosité dynamique (h
prononcez êta) Pa.s
1.2.6 NOTION DE MECANIQUE DES ROCHES
2 – comportements fragile - ductile
A and B have the same elastic
deformation, but B
experiences larger ductile
deformation because the
temperature of A is lower than
that of B or the confining
pressure applied to B is higher
than that to B.
1.2.7 APPLICATION: GOUGES ET MYLONITES
Shallow fault zone with fault breccia
Les Sables d’Olonne
Deep fault zone with mylonite
1.2.8 COMPORTEMENTS DE LA CROUTE ET DU MANTEAU
1 – la loi de Byerlee
1.2.8 COMPORTEMENTS DE LA CROUTE ET DU MANTEAU
2 – domaines fragiles et domaines ductiles
1.3 LA TEMPERATURE (T)
1.3.1 LA TEMPERATURE
1 - le gradient géothermique
De l’équation de transfert de chaleur on extrait la relation température - profondeur
suivante:
 qs   H  2
T  z   Ts    z  
z
 k   2k 
z: profondeur (m)
T(z): température à la profondeur z (K)
Ts : température de surface (K)
qs : flux de chaleur à la surface (W m-2)
: densité (g cm-3)
H: production de chaleur à la surface (W kg-1)
k : conductivité thermique (W m-1 K-1)
Qu’est la température? C’est la fonction
croissante du degré d’agitation thermique
des particules (plus ou moins équivalent
au carré d’une vitesse),
1.3.2 LA TEMPERATURE
2 - application à une zone de subduction
La plaque subductée entraîne son « froid » en profondeur. Par
exemple l’isotherme 600 °C dépasse les 100 km de profondeur.
1.3.4 LA TEMPERATURE
3 - application à une collision continentale
L’invagination des
isothermes est
nettement moins
prononcée que dans les
zones de subduction car
la lithosphère
continentale est sans
cesse ramenée vers le
haut par la poussée
d’Archimède du
manteau plus dense.
L’isotherme 600°C ne
dépasse pas 80 km de
profondeur.
L’épaississement dans la zone de collision accumule les roches de la
croûte continentale qui produisent de la chaleur par la désintégration
radioactive de U, Th et K. C’est le terme H de l’équation de la température.
1.3.4 GRADIENT GEOTHERMIQUE ET ESPACE P-T
Les facies métamorphiques
sont définis par l’ensemble
des réactions minérales
formées dans les conditions
P,T similaires (Eskola, 1920)
Le gradient géothemique
continental (25-30°C km-1)
traverse les facies zéolite,
schistes verts, amphibolite
puis atteint la courbe de
fusion des granites hydraté.
Le faciès granulite ne
s’observe qu’en l’absence
d’eau.
1.4 COMPOSITION DES ROCHES (X)
– POTENTIEL CHIMIQUE (µX)
1.4.1 LA COMPOSITION DES ROCHES (X)
1 - les séquences (protolites)
AMPHIBOLITE
MICASCHISTE
Lump the common types of sedimentary and igneous rocks into six chemically based-groups
1. Ultramafic - very high Mg, Fe, Ni, Cr
2. Mafic - high Fe, Mg, and Ca
3. Shales (pelitic) - high Al, K, Si
4. Carbonates- high Ca, Mg, CO2
5. Quartz - nearly pure SiO2.
6. Quartzo-feldspathic - high Si, Na, K, Al
1.4.2 LA COMPOSITION DES ROCHES (X)
2 – isochimique ou non-isochimique
Un cas extrême, le
métamorphisme de contact,
nous apprend qu’il y a des
transferts de matière
macroscopiques. La question
est donc: à quelle échelle ces
transferts sont-ils opérationnels?
C’est au-delà de cette échelle
que l’on peut considérer les
processus du métamorphisme
comme isochimiques.
Quelle est la source d’énergie autorisant ces transferts?
1.4.3 LE POTENTIEL CHIMIQUE µX
1 - définition
La source d’énergie recherchée est le gradient de potentiel chimique (driving force). Qu’est donc
le potentiel chimique?
Pour un l’élément i: µi = G°i + RT lnai ; les gaz: µi = G°i + RT lnfi . Il s’exprime en J mol-1
R= NA × kB = 8,314 J mol-1 K-1
In L. L Perchuck
(ed.), Progress in
Metamorphic and
Magmatic
Petrology. A
Memorial Volume
in Honor of D. S.
Korzhinskii.
Cambridge
University Press.
Cambridge, pp.
197-245. Photo
courtesy G.
Zaraisky. Winter
(2001) An
Introduction to
Igneous and
Metamorphic
Petrology. Prentice
Hall.
marbre
granodiorite
Si, Mg
Ca
1.4.3 LE POTENTIEL CHIMIQUE µX
2 – état idéal – non-idéal
Cas général d’une réaction chimique:
aA + bB = cC + dD
c
d
C
D
P et T constants,
a
b
A
B
donc RTlnK = RTln{c(aC)d(aD)/a(aA)  b(aB)}
a a
K=
a a
non-ideal solutions
An activity coefficient is a variable factor which
expresses the degree of non-ideality of the
solution (equal to 1 for ideal solutions):
log10gi =
-Azi2I1/2
zi: charge on ion I (1,2,3…)
A: solvent constant (Awater = 0.509 kg1/2mol-1/2)
I: ionic strength of the solution (mol1/2kg-1/2)
I = 1/2Simizi2
mi: molality of i (mol kg-1)
1.4.4 LA COMPOSITION DES FLUIDES
Réaction de dévolatilisation : muscovite + quartz  orthose + silicate d’alumine + eau
Si3Al3O10(OH)2K + SiO2  Si3AlO8K + Al2SiO5 + H2O
la température à laquelle la réaction se produit varie avec la teneur en eau du fluide:
XH2O = [H2O]+[CO2]/[H2O]
1.5 LE TEMPS (t)
1.0
1.0
400
0.8
0.8
300
0.6
200
0.4
100
0.2
Pression GPa
500
Pression GPa
Température °C
1.5.1 TRAJETS PROGRADE ET RETROGRADE
1 – les trajectoires temporelles P,T,t
2
0.6
0.4
1 t pro
tr a
ad
gr
e
je
0.2
t
t0
t1
t2
Temps
t3
100
200
300
et
r aj
rét
ra
r og
de
3
400
Température °C
3 étapes:
1 - trajet prograde: P et T augmentent simultanément,
2 - boucle: P décroît tandis que T augmente,
3 - trajet rétrograde: P et T décroissent simultanément.
500
1.5.1 TRAJETS PROGRADE ET RETROGRADE
2 – les évidences pétrographiques
Trajet prograde:
formation de la
staurotide
muscovite
staurotide
Trajet rétrograde:
remplacement d e la
staurotide par la
muscovite.
1.5.2 LES DIFFERENTES TRAJECTOIRES P,T,t
b
18
16
fusion en régime
saturé d'eau
Pression kbar
14
12
10
10
fusion
8
Pression kbar
a
20
Dis
6
4
2
Sil
3
2
trajectoire P,T,t
antihoraire
0
And
100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000
Température °C
8
6
4
2
0
trajectoire P,T,t
horaire
1
Dis
And
trajectoire P,T,t
horaire
Sil
TRAJECTOIRES P, T, t
100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000
Température °C
CONSEQUENCES?
Quelles seraient les roches métamorphiques de la séquence
pélitique correspondant aux échantillons 1, 2 et 3?
1.5.3 LE GRADIENT METAMORPHIQUE
Le gradient métamorphique est représenté
par le lieu géométrique des températures
maximales atteintes par les roches d ’une
série métamorphique.
Nicollet (http://christian.nicollet.free.fr/)
1.6 L’ANATEXIE – LIMITE DU
METAMORPHISME
1.6.1 LA FUSION COMMENÇANTE DES ROCHES:
MIGMATITES
À ce stade, les
biotites ne
fondent pas.
gneiss
mélanosome
leucosome
Les Sables d’Olonne – secteur du Bois Saint Jean
1.6.2 LA FUSION DES BIOTITES (MIGMATITES)
À ce stade, les biotites fondent donnant un liquide granitique.
gneiss
biotites + grenats
quartz + feldspaths
Les Sables d’Olonne – secteur de Cayola
1.6.3 LA LIMITE DU METAMORPHISME
1 – le contrôle de la fusion commençante
les conditions P, T de l’anatexie dépendent de la présence d’eau (µH2O)
12
courbe de fusion en
régime saturé d’eau)
P=PH2O (kb)
8
4
0
Dans l’espace P-T, la pente des courbes
est donnée par l’équation de Clapeyron:
dP/dT = DS/DV
600
700
800
Température (°C)
12
P=PH2O (kb)
8
Mu + Pl + Qz
courbe de
déshydratation)
4
0
Fels K + Sil Al + Vap
600
700
Température (°C)
800
Les pentes des courbes de fusion et de
déshydratation sont inverses. Elles ont
donc nécessairement un point
d’intersection dans l’espace P-T.
1.6.3 LA LIMITE DU METAMORPHISME
2 – fusion des biotites
4
0
600
700
800
Température (°C)
La quantité de liquide magmatique
produite augmente
considérablement: granites
d’anatexie.
Les biotites fondent à
température plus élevée et
pression plus basse.
100
% de magma
8
Fels K + Gr + Vap
Bi + Pl + Sil Al + Qz
P=PH2O (kb)
12
Fusion
biotite
Fusion
muscovite
Fusion progressive
minéraux anhydres
(% magma augmente
progressivement avec T°C)
50
0
700
800
900
T (°C)
1000
1100
1200
1.6.4 LES GRANITES D’ANATEXIE
from Barbey P. & Libourel G. 2003
température (°C)
600
700
2
800
10
GRANITES
+
+
+
4
6
qz
mu liq
afkfs
H2O
phl
qz
ab
+
+ +
+
20
12
pression (kb)
mu
qz
ab
liq
sil/ky
+
+
+
+
+
+
+
qz
afkfs liq
H2O
liq
en
kfs
phl
qz
+
MIGMATITES
+
liq
en
akfs
+
8
10
900
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
30
+
+
+
+
GRANULITES
+
40
profondeur (km)
1.7 MINERAUX MARQUEURS DE
L’INTENSITE DU METAMORPHISME
1.7.1 LE DOMAINE DE STABILITE
1 – la théorie
1.7.1 LE DOMAINE DE STABILITE
2 – la position du point triple
4,5 kb – 550°C (Pattison, 1992)
3,8 kb – 500°C (Holdaway, 1971)
1.7.2 LES INCERTITUDES SUR LA PRESSION
1 – gradients de pression locaux
Interface solide-solide
Faible compression Forte compression
Interface solide-fluide
Chemin de diffusion
La diffusion est déclenchée par des différences de potentiel chimique entre les interfaces
solide-solide et solide-fluide, Les chemins sont dans les 2 sens et le transfert des éléments
dépend des concentrations locales,
Llana-Fùnes et al. 2012 Contrib. Mineral. Petrol.
1.7.2 LES INCERTITUDES SUR LA PRESSION
2 – influence sur les reactions minérales
Le stress modifie très fortement les conditions des réactions minérales par
l’établissement de gradients de pression localisés entre faces exposées à la pression
de confinement et faces en contact avec les fluides,
(Wheeler, 2014, Geology, 42, 8, 647-650.
Gradient de pression = Pression confinement – Pression de fluide
Gradient de pression
50 MPa
Pression isotrope
130 °C
CONCLUSION
alors, que faire?
Ce cours est une simple initiation aux grands principes qui régissent le
métamorphisme. Cela dit, il n’a de sens que si on arrive à les maîtriser par le biais
d’exercices d’application:
- observation et interprétation des structures – identification des minéraux,
- compréhension des lois des réactions minérales (équilibres, cinétique),
- lecture et construction de diagrammes de phases.
QUELQUES REFERENCES
Nicollet C. (2010) Métamorphisme et géodynamique. Dunod, 288 p.
http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/licencemetam.html
Barbey P. & Libourel G. (2003) Les relations de phases et leurs applications.
Des Sciences de la Terre aux matériaux. Collection Géosciences G.B., 243 p.
Best M.R. (2011) Igneous and metamorphic petrology. Blackwell, 729 p.
1.2.8 COMPORTEMENTS DE LA CROUTE ET DU MANTEAU
3 – la lithosphère fragile- ductile