COURS METAMORPHIQUE L3

République algérienne démocratique et populaire
Ministère de l’enseignement supérieure et de la recherche scientifique
Université Mohammed Seddik Benyahia – Jijel
Faculté des sciences de la nature et de
la vie, Département des sciences de la
terre et de l’univers.
‫كلية علـــــــــــــــوم الطبيعـــــــــــــة والحيــــــــــــاة‬
‫قســــــــــــــــم علــــــــــوم األرض والكــــــــــــــون‬
Cours
Préparé au profit des étudiants de 3ème Année licence
Géologie appliquée
Intitulé de la matière :
PETROLOGIE DES ROCHES
METAMORPHIQUES
Par Dr. LEKOUI Abdelmalek
Maitre de conférences à l’université M.S.B – Jijel
** Année 2021**
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
INTRODUCTION
Les roches magmatiques, formées à des températures relativement élevées (650 à
1200°C), et les roches sédimentaires, déposées à la surface de la terre, représentent les
termes extrêmes de l’intervalle de températures réalisées dans le processus de la
formation des roches. Plus tard et au cours des événements géologiques, de telles
roches peuvent devenir une partie d’une région de la croûte terrestre où existent des
températures intermédiaires ; donc différentes des températures de leur formation.
Aussi, la pression de leur nouvel environnement sera, en général, différente de la
pression de leur formation. En ces nouvelles conditions de T et P, les roches subissent
deux types principaux de changements: (1) un changement minéralogique où plusieurs
minéraux, qui seront instables dans ces roches, réagissent, souvent à l'état solide, et
forment des assemblages minéraux en équilibre ou tendent vers un équilibre et (2) un
changement textural où la recristallisation des minéraux produira de nouvelles
textures tel que l'alignement des minéraux phylliteux dans les micaschistes et le
grossissement progressif des grains depuis le calcaire vers le marbre. Ces deux types
de changements peuvent se produire, dépendant du type de métamorphisme et du type
de roche en question, soit ensemble soit plus ou moins indépendamment.
Plusieurs études ont montré que les roches métamorphiques ont la même
composition chimique que leurs parents sédimentaires ou magmatiques, sauf la perte
ou l'addition des espèces volatiles (souvent H2O et CO2). Ce type de métamorphisme
est appelé métamorphisme isochimique. Parfois, cependant, la composition chimique
d'une roche change beaucoup durant sa recristallisation. Cela se produit souvent là où
la circulation des solutions chaudes à travers les fractures des roches est importante ;
plusieurs éléments chimiques seront fixés alors que d'autres migrent ailleurs. Ce
processus de changement chimique durant le métamorphisme est appelé
métamorphisme allochimique ou métasomatisme.
p. 1
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAPITRE I
I.
I.1
DEFINITION ET FACTEURS DU METAMORPHISME
Définition du métamorphisme
Le métamorphisme est défini étant un ensemble de transformations minéralogiques,
texturales, structurale…etc que subit une roche sous l’effet de l’application ou de la
variation de la pression et de la température (en présence ou non d’une phase fluide).
Ces transformations s’accomplissent à l’état solide. En conséquence, il n’y a pas de
fusion de la matière et le phénomène métamorphique est souvent accompagné par une
déshydratation et recristallisation minérale.
Les minéraux de métamorphisme comme tout système chimique, vont répondre aux
variations des propriétés de leur environnement. Les minéraux recristallisent,
évoluent et changent de forme et de chimisme pour s’adapter aux changements de
pression et de température. Il existe deux manières pour qu’un minéral se transforme
et s’adapte :
(1) En changeant de géométrie du réseau cristallin (squelette). Comme pour les
trois polymorphes de silicate d’alumine « andalousite, sillimanite et disthène »
qui partagent le même chimisme Al2SiO5.
(2) En changeant d’éléments chimiques qui le composent, soit partiellement
(Chlorite → Biotite) ou complètement (minéraux argileux → micas).
 La roche d'origine soumise au processus métamorphique est appelée
‘’protolithe’’. Le protolithe peut être tout type de roche, et parfois les
changements de texture et de minéralogie sont si sévères qu'il est difficile de
distinguer la nature du protolithe.
 Lors du métamorphisme, Il n’y a pas de perte de la matière si l’on excepte,
l’eau et le CO2, par conséquent, la composition chimique peut rester
inchangée ((1) transformation isochimique) ou change partiellement ou
complètement ((2) transformation allochimique), comme suite :
p. 2
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
(1) NaAlSi3 O8 ➔ NaAlSi2O6
Albite
+
Jadéite
SiO2
Quartz
(2) 3CaMg(CO3)2 + 4SiO2 + H2O ➔ Mg3Si4O10(OH)2 + 3CaCO3 + 3CO2
Dolomite
Quartz
Talc
Calcite
I.2 Les facteurs du métamorphisme
Les facteurs physiques qui contrôlent le processus métamorphique sont la pression et
la température, auxquels se rattachent également la présence d’une phase fluide et le
facteur temps : Si les carbonates et les minéraux hydratés participent à la réaction
métamorphique, le CO2 et H2O sont libérés. Plus la température du métamorphisme
est élevée, plus la quantité de CO2 et de H2O combinés dans les minéraux stables est
faible. Donc une phase fluide composée de constituants volatils est toujours présente
lors du métamorphisme de ces roches
I.2.1 Rôle de la pression
La pression est responsable de la déformation et de la réduction du volume de la roche,
par conséquent, il en résulte une recristallisation à forte densité (foliation) avec
simplification du système cristallin. L’exemple type est représenté par les silicates qui
cristallisent à la surface en « phyllo » et en profondeur en « tecto » (structure cubique
simple). L’origine de la pression peut être :
I.2.1.1 La pression lithostatique (Pl)
Ce type de pression est généré par le poids des roches qui surmontent la roche soumise
au métamorphisme, elle est fonction de la densité des roches () et de la profondeur
(h) à laquelle elle s'exerce. Elle est isotrope, et ne provoque pas de déformation. Elle se
calcule par la formule suivante :
Pl =  g h
Où
 = densité des couches sus-jacentes,
g = pesanteur,
h = profondeur d’enfouissement.
Remarque :
La pression solide moyenne Ps a pour expression :
Ps = (N1 + N2 + N3) /3
p. 3
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
C'est la moyenne des trois contraintes totales principales. Ainsi, dans le cas le plus
général, la pression totale qui s'exerce sur un élément de roche en profondeur inclut à
la fois la pression lithostatique et les contraintes totales engendrées par les efforts
tectoniques. La différence Pl – Ps définit la "surpression tectonique", qui représente,
semble-t-il, une assez faible fraction de la pression totale (quelques centaines de bars),
compte tenu de la plasticité des terrains pendant le métamorphisme. En première
approximation on peut poser Pl = Ps. Cette conclusion montre le rôle limité de
l'anisotropie des contraintes dans la réalisation des pressions très élevées qui ont été
supportées par les roches des séries métamorphiques dites de haute pression.
I.2.1.2 La pression tectonique (Pt)
Elle est fonction des forces tectoniques (compression) lors des chevauchements et des
processus orogéniques. Elle est anisotrope et orientée. Elle cause des déformations
donnant de nouvelles structures telle que la schistosité.
I.2.1.3 La pression des fluides (Pf)
C'est la pression appliquée par les fluides au niveau des pores des roches favorisant la
circulation et facilitant les réactions de transformations minérales et les échanges de
matière (figure I-1).
L'existence d'une phase fluide dans les roches au moment du métamorphisme est
prouvée par de nombreuses observations : présence d'inclusions fluides primaires dans
la plupart des minéraux, existence de fractures de tension synchrones du
métamorphisme, mise en évidence d'isogrades de déshydratation jusque dans les
domaines les plus intensément transformés (catazone du faciès des granulites). Donc,
cette pression est produite par les fluides H2O, CO2, SO2,…etc qui sont présents dans
les pores entre les minéraux des roches et les microfissures ou veines. Dans les parties
superficielles et moyennes de la croûte terrestre, Pl = Pf . Cette dernière diminue avec
l’augmentation de la profondeur parce que la quantité d’eau diminue ainsi que la
porosité et la perméabilité.
p. 4
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure I.1 Représentation schématique montrant la relation entre la pression
lithostatique (Pl) et la pression du fluide (Pf) lors du métamorphisme.
I.2.2 Rôle de la température
Elle provoque une instabilité du système rocheux. L’augmentation de la température
est responsable de remplacement des minéraux de basse température instables par les
minéraux de haute température plus stables. Les cristaux ou les particules d’une roche
ignée ou sédimentaire seront aplatis et étirés par la pression sous des températures
élevées et viendront s’aligner dans des plans de schistosité ou de foliation.
La température varie à la verticale et augmente avec l’augmentation de la profondeur,
il s’agit du gradient géothermique. La température varie horizontalement en relation
avec l’activité des plaques lithosphériques (dorsale, subduction, collision…).
I.2.3 Rôle de la phase fluide
La présence des fluides (le plus souvent H2O) décale le solidus et facilite les réactions
chimiques (à une pression et température données). Les zones déformées qui assurent
la circulation des eaux sont le siège des recristallisations les plus complètes. Le
diagramme ci-dessous (figure I-2) illustre l’abaissement de la température de fusion
d’un gabbro en présence de H2O.
p. 5
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure I.2 Influence de la phase fluide (H2O) sur les conditions de fusion d’un
gabbro.
I.2.4 Rôle du temps
Le temps est un facteur important car les réactions métamorphiques se produisent à des
vitesses extrêmement faibles. Pour vue que la plupart des minéraux soient métastables,
il faut que les conditions physico-chimiques se maintiennent durablement pour que les
transformations minéralogiques et structurales aient le temps de se produire. En effet,
les zones des boucliers ont été soumises à des phases d'orogenèse et de métamorphisme
au Précambrien et se sont stabilisées au Phanérozoïque et aux temps ultérieurs. Elles
avaient suffisamment le temps pour former les noyaux des continents dont l’étendue
proportionnelle de diverses roches a été estimée dans différentes zones ; gneiss, 80 %,
métasediments 10 %, métabasites 10 %.
I.3 Conditions du métamorphisme
Le métamorphisme s’étend entre le processus sédimentaire (faible pression/faible
température ou diagénèse) et celui magmatique (fusion ou anatexie). La figure I-3
illustre le domaine du métamorphisme.
p. 6
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure I.3 Limites des conditions de P et de T du processus métamorphique
(domaines approximatifs) d’après K. Bucher & R. Grapes (2011).
I.3.1 Limites de la température
La limite du métamorphisme à basse température a été estimée à 150 °C ± 50 °C. Les
minéraux indicateurs de début du métamorphisme comprennent : carpholite,
pyrophyllite, Na-amphibole, lawsonite, paragonite, préhnite, pumpellyite ou
stilpnomélane bien que les diagrammes de phases montrent les phases d’équilibre
supérieurs à 200 °C ou 300 °C.
La limite supérieure de la température dans le métamorphisme des matériaux crustaux
est enregistrée entre 1000 – 1150 °C, bien évidement en fonction de la teneur en eau et
de la pression. Par ailleurs, les parties du manteau en convection peuvent avoir des
transformations à l’état solides à une température plus élevée qui peut atteindre
1500°C.
I.3.2 Limites de la pression
A faible profondeur et à des pressions de quelques mégapascals certains types de
métamorphisme (métamorphisme de contact) peut se produire pour former des
cornéennes (voir plus loin).
p. 7
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
La pression lithostatique à la base d'une croûte continentale normale d'une épaisseur
de 30 à 40 km ne dépasse pas 1,0 GPa, cependant, il a été découvert des roches de haute
pression d'origine clairement crustale, par exemple, dans le massif Dora-Maira des
Alpes et dans le massif de l‘Edough en Algérie, des gneiss à grenat et diamant indiquent
des pressions d'au moins 3,0 GPa. Comme le processus métamorphique n'est pas limité
à la croûte terrestre ou aux roches crustales subduites, le métamorphisme des roches
mantelliques peut enregistrer des pressions d’environ 4 GPa. Par conséquent, il est
possible de trouver des roches qui se sont formées à 100–200 km sous la surface de la
terre correspondant à des pressions supérieures à 3–6 GPa.
I.4 Les réactions métamorphiques de base
Les changements minéralogiques lors de l’évolution progressive du métamorphisme,
notamment la disparition de minéraux instables et l'apparition de minéraux stables,
caractéristiques des nouvelles conditions (P, T), est très utile en ce qui concerne les
problèmes pétrographiques et leur relation spatio-temporelle. Les réactions
métamorphiques qui gouvernent ces transformations minéralogiques se classent en
quatre (04) types essentiels :
I.4.1 Les réactions solide – solide
•
Un cas simple est important, c’est la transformation entre les polymorphes des
silicates d’alumine (Al2SiO5). Andalousite
↔
sillimanite, Disthène ↔
sillimanite.
•
D’autres cas de réactions solide – solide considèrent les transformations
jadéite – albite.
NaAlSi2O6 +
SiO2
↔
NaAlSi3O8
Jadéite
Quartz
↔
Albite
2NaAlSi2O6
↔
Jadéite
↔
NaAlSi3O8 + NaAlSiO4
Albite
+ Néphéline
p. 8
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
Les réactions solide – solide sont importantes pour l'estimation de la température et
de la pression, car leurs courbes d'équilibre sont indépendantes du potentiel chimique
de H2O et CO2.
La relation d’équilibre entre les minéraux dans les deux cas est illustrée dans la figure
ci-dessous (figure I-4).
Figure I.4 Diagramme d’équilibre des silicates métamorphiques montrant les
réactions solide – solide (Miyashiro, 1973)
I.4.2 Les réactions de déshydratation
La plupart des réactions métamorphiques se produisant avec l'augmentation de la
température provoquent la libération d'eau des phases solides comme illustré cidessous :
Al2Si4O10(OH)2
↔
Pyrophyllite
KAl3Si3O10(OH)2
Muscovite
KAl3Si3O10(OH)2
Muscovite
+
SiO2
Quartz
↔
Al2SiO5
+
3SiO2 + H2O
Disthène
Quartz
↔ Al2SiO5
KAlSi3O8 + H2O
Sillimanite
Al2O3
+
Corindon
Feldspath potassique
KAlSi3O8 + H2O
Feldspath potassique
p. 9
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure I.5 Diagramme d’équilibre des silicates métamorphiques montrant les
réactions de déshydratation (1) réaction muscovite – quartz, (2) décomposition de la
muscovite (3) réaction d’équilibre forstérite + talc = enstatite + eau celle-ci au-delà de
10 Kbar prend un trend inverse. (Miyashiro, 1973)
I.4.3 Les réactions de décarbonatation
Le métamorphisme des roches carbonatées provoque la libération du CO2. La
thermodynamique des réactions de décarbonation est similaire à celle de la
déshydratation. Cependant, en présence d’une phase fluide, les réactions d’équilibre
sont fonction du mélange (CO2 et H2O). La réaction ci-dessous illustre la formation de
la wollastonite par la décarbonation.
CaCO3 + SiO2
Calcite
quartz
↔
CaSiO3 +
CO2
wollastonite
I.4.4 Les réactions d’oxydation – réduction
Le fer contenu dans les minéraux peut se montrer dans deux états d'oxydation
différents, à savoir ferreux (Fe+2) ou ferrique (Fe+3). Les phases de silicate riches en
ions ferreux sont généralement vertes (par exemple olivine et hornblende) cependant
p. 10
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. I
Pétrologie des roches métamorphiques
celles riche en fer ferrique sont généralement rouges ou oranges (par exemple
l'hématite).
Les réactions qui impliquent un changement de valence des phases Fe-Ti dans le
système sont appelées réactions d'oxydoréduction. Si une réaction fait augmenter la
valence du fer de Fe+2 à Fe+3, elle est appelée une réaction d'oxydation, alors que dans
le cas inverse, la réduction, la valence diminue.
Dans la croûte terrestre et le manteau l'oxygène est principalement combiné sous
forme de silicates et d’oxydes, il se trouve par conséquent sous pression très élevée.
Similairement à H2O, l'oxygène dans la roche est à une pression PO2 (pression
d’oxygène) en équilibre osmotique avec l'extérieur.
Les meilleurs indicateurs les plus utiles pour PO2 dans la croûte sont les oxydes de fer,
c'est-à-dire l'hématite, la magnétite et la wüstite. Ces minéraux sont liés les uns aux
autres par les équations suivantes :
6 Fe2O3 = 4 Fe3O4 + O2 [Formation de la magnétite (Fe3O4) de l’hématite (Fe2O3)]
2 Fe3O4 = 6 FeO + O2 [Formation de la magnétite (Fe3O4) de la wüstite (FeO)]
2FeO = 2 Fe + O2 [Formation du fer (Fe) natif à partir de la wüstite (FeO)]
½ Fe3O4 = 3/2 Fe + O2 [Formation du fer natif (Fe) à partir de la magnétite (Fe3O4)]
La magnétite (Fe3O4) et l'ilménite (FeTiO3) ont tendance à être les oxydes stables de
Fe-Ti dans la plupart des roches métamorphiques, tandis que l'hématite primaire est
généralement absente, les réactions d’oxydo-réduction se font dans un intervalle
typique de pression, température et fugacité en oxygène (fO2). Similairement pour les
silicates, par exemple, la fayalite (Fe2Si04) est stable dans la plage de PO2 (pression
d’oxygène dans la roche) = 10-16 à 10-26 bar à 700 ° C (avec une légère variation avec la
pression de la roche). Si la PO2 est supérieure ou inférieure à cette plage, la fayalite se
décompose pour produire de la magnétite ou du fer natif, comme suit:
2Fe3O4 + 3SiO2 = 3Fe2SiO4 + O2
Magnétite + Quartz = Fayalite
Fe2SiO4 = 2Fe + SiO2 + O2
Fayalite = Fer + Quartz
p. 11
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAPITRE II
II.
CLASSIFICATION, COMPOSTION ET SEQUENCES
II.1 CLASSIFICATION GEOLOGIQUE DU METAMORPHISME
La classification géologique du métamorphisme a commencé les années 50, on y
connaît depuis plusieurs terminologies parfois confuses. Dans ce support de cours, on
adopte la classification la plus largement utilisée et basée sur l’extension spatiale du
phénomène métamorphique, on en distingue deux grands types (Figure II-1) :
Figure II.1 Les différents types du métamorphisme
II.1.1
LE METAMORPHISME REGIONAL
II.1.1.1 Le métamorphisme orogénique
Le métamorphisme orogénique (nommé également métamorphisme général), comme
son nom l’indique, est engendré par les processus orogéniques. Il affecte de grands
volumes de roches. Il s'agit du type de métamorphisme le plus significatif affectant les
roches de la croûte continentale à grande échelle. Ce métamorphisme est celui qui
p. 12
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
affecte de grandes régions, les roches soumises à un métamorphisme orogénique
s'étendent généralement sur de grandes ceintures (les Alpes, les Maghrébides,
l’Himalaya…etc) des centaines ou des milliers de kilomètres de long et des dizaines ou
des centaines de kilomètres de large. Le métamorphisme orogénique dit aussi
‘’dynamothermal’’ est à la fois contrôlé par des augmentations importantes de pression
et de température. C’est le métamorphisme des racines de chaînes montagneuses qui
prend de longues durées (millions d’années). Ce métamorphisme produit trois grandes
transformations :
 Une déformation souvent très poussée de la roche (texture pénétrative).
 Le développement de minéraux dits métamorphiques (silicates d’alumine
surtout)
 Le développement de la schistosité et de la foliation métamorphique (voir
plus loin).
Figure II.2 Représentation schématique de l’application de la pression lors du
métamorphisme
D’après Bucher and Grapes (2011), deux transformations métamorphiques
surviennent successivement lors de l’évolution d’un métamorphisme orogénique :
p. 13
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
-
Pétrologie des roches métamorphiques
(1) Métamorphisme des zones de subduction, précoce, caractérisé par une
pression élevée et une température basse (HP, BT) ;
-
(2) Métamorphisme des zones collision continentale, tardif, caractérisé par un
degré moyen (MP, MT). Cette succession chronologique au cours du
métamorphisme orogénique s’explique par les intervalles majeurs du cycle
(Wilson,
1966).
Ci-dessous
un
tableau
récapitulatif
des
différentes
caractéristiques du métamorphisme orogénique dans un contexte de collision et
de subduction.
Tableau II-1 Récapitulatif, comparatif entre le métamorphisme des zones de
subduction et celui des zones de collision (d’après Bucher and Grapes (2011) modifié).
Métamorphisme
orogénique
Type subduction
Type collision
Cadre géologique
Plusieurs 1000 km2
Phase précoce de l'orogène
Plusieurs milliers de km2
Phase tardive d'orogène
Régime
Statique / dynamique
Métamorphisme dynamique
(charriage)
Dynamique (déformation polyphasée,
foliation et plissement)
150–700 °C (> 700 °C subduction
profonde)
200 à 3 000 millions de Pa pour
les roches crustales
150–850 °C (max. T ~ 1050 °C)
200–1 000 MPa (dans certaines
ceintures de collision jusqu'à
14 kbars)
Température
Pression Lithostatique
5–12 °C / km (vertical) dépend de
la vitesse de subduction
Associé à la subduction de la
Gradient géothermique
lithosphère océanique (ophiolites)
et en partie aussi des roches
continentales
Roches
métamorphiques
Schiste bleu, éclogite, serpentinite
12 à 60 °C / km (vertical) dépend de
l'activité magmatique associée à la
collision continent-continent,
épaississement lithosphérique,
compression et chauffage
Ardoise, phyllite, schiste, gneiss,
Migmatite, marbre, quartzite,
Schiste vert, amphibolite, granulite
II.1.1.2 Le métamorphisme des fonds océaniques
Ce type de métamorphisme régional a été introduit par Miyashiro (1971) pour les
transformations de la croûte océanique au voisinage des dorsales médio-océaniques où
le gradient géothermique est très élevé, jusqu'à plusieurs 100°C/km. Les roches
métamorphiques ainsi produites sont déplacées latéralement lors de l'extension du
p. 14
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
fond océanique, couvrant de vastes zones. Le processus métamorphique prend place
en dessous du sommet de la dorsale, les roches formées seront exhumées par des failles
profondes ou d’autres mouvements tectoniques.
Figure II.3 Représentation schématique du processus de métamorphisme de fonds
océaniques.
Ces roches de composition basique et ultrabasique (basalte, gabbro, dolérite et
péridotite), pour la plupart, ne montrent pas de schistosité. Elles préservent
partiellement leurs textures magmatiques originelles dont les paragenèses minérales
varient entre le faciès à zéolites, schiste vert voir l’amphibolite.
Ce métamorphisme est parfois allochimique, en plus du H2O, certains éléments
peuvent être introduits de l’extérieure tels que SiO2 et Na2O.
II.1.1.3 Le métamorphisme d’enfouissement
Le terme ‘’ métamorphisme d'enfouissement’’ a été utilisé par Coombs (1961). Il
convient à décrire des roches métamorphiques à zéolites dans le géosynclinal du sud
de la Nouvelle-Zélande. Ce type du métamorphisme régional est de basse température
et affecte les sédiments et les roches magmatiques intercalées dans un géosynclinal
sous l’effet de la pression lithostatique ce qui explique l’absence de schistosité dans les
roches métamorphiques ainsi formées. La minéralogie des roches métamorphique de
ce type est formée par la coexistence des reliques d’ancien protolithe et les nouveaux
minéraux métamorphiques en raison des réactions minéralogiques incomplètes.
Contrairement aux observations macroscopiques, il faut signaler que ces petits
changements minéralogiques sont microscopiques, on les reconnait uniquement dans
p. 15
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
les lames minces. Les recristallisations minérales à grande échelle se font
progressivement avec la subsidence au fur et à mesure que des sédiments se déposent
(figure II-4).
Figure II.4 Représentation schématique du processus de métamorphisme
d’enfouissement.
II.1.2 LE METAMORPHISME LOCAL
II.1.2.1 Le métamorphisme de contact
Le métamorphisme de contact prend place lorsque les roches magmatiques encore
chaudes
percent
dans
des
roches
encaissantes
froides.
Les
changements
métamorphiques sont causés par l’augmentation de la température dégagée par le
corps igné refroidissant ainsi que par les gazes et les fluides libérés par le magma
cristallisant.
La
zone
de
contact
métamorphique
est
appelée
‘’auréole
métamorphique’’. La température diminue en s’éloignant du pluton, par conséquent,
la largeur des auréoles métamorphiques de contact varie en fonction de la taille de ce
dernier. Le métamorphisme de contact, à la différence de celui régional, est caractérisé
par son étendu très limitée, généralement de plusieurs mètres à quelques kilomètres.
La composition des plutons est variable (gabbroique, basaltique …etc.) cependant,
comme les plutons granitiques sont les plus abondants dans la croûte continentale, le
métamorphisme de contact de ces derniers est le plus courant.
Bien que la pression n’intervienne pas dans ce métamorphisme (métamorphisme
thermal), (P= négligeable !!!), des déformations locales associées à la mise en place de
la masse ignée peuvent être observées dans certaines auréoles.
p. 16
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure II.5 Représentation schématique du processus de métamorphisme de
contact.
II.1.2.2 Le métamorphisme hydrothermal
Le métamorphisme hydrothermal d’après Miyashiro (1973) est le processus de
recristallisation qui a lieu lors d’une percolation par une solution hydrothermale très
chaud introduite de l'extérieur. Lorsque la recristallisation est limitée à de petites zones
telles que les veines, l'altération hydrothermale semble être une désignation plus
adéquate. Le métamorphisme hydrothermal se produit alors dans des zones plus vastes
(un champ géothermal). Un des exemples de ce type, c’est la transformation de grands
volumes de péridotites en serpentinites sous l’effet d’eau chaude d’origine
magmatique, marine ou mixte. La figure II-6 illustre le métamorphisme hydrothermal.
Figure II.6 Schéma explicatif du Processus de métamorphisme hydrothermal.
II.1.2.3 Le métamorphisme cataclasique
Le métamorphisme cataclasique signifie le concassage et le broyage des roches qui se
produisent généralement à la suite de très forte tectonique (mouvement des failles) qui
p. 17
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
génère une pression élevée pour donner des roches de « mylonite » et « mylonites
métamorphisées ». Le métamorphisme cataclasique se fait à basse température en
l’absence d’une recristallisation significative.
Le long des failles profondes ou parfois transformantes, des chaines de roches
cataclasiques peuvent s’étendre sur plusieurs kilomètres (exemple de failles profondes,
les méga-shear zones au Hoggar, sud algérien).
II.1.2.4 Le métamorphisme d’impact
Le métamorphisme d’impact (de choc), se produit par la chute brutale d’une météorite
sur une surface terrestre. Ce contact engendre des températures et des pressions
énormément élevées qui sont bien au-delà de celles atteintes dans le métamorphisme
régional. Les caractéristiques minéralogiques impliquent la présence de la coésite
(quartz maclé) et la stishovite à très haute pression ainsi que de minuscules diamants.
La roche bréchique et partiellement fondue produite par l'impact est connue sous le
nom de suevite (figure II-7).
Figure II.7 Représentation schématique du processus de métamorphisme d’impact
(de choc).
II.2 COMPOSITION DES ROCHES METAMORPHIQUES
Etant donné que le processus métamorphique prend place à différents niveaux de
l’écorce terrestre, l’intensité de pression et de température est si variable que les
changements causés permettent dans plusieurs cas la reconnaissance de l’ancienne
composition et texture lorsqu’elles ne sont pas totalement oblitérées. Sur la base de la
composition originelle, A. Miyashiro (1973) distingue cinq groupes de compositions de
roches métamorphiques :
p. 18
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
II.2.1 Roches métamorphiques pélitiques
Les roches métamorphiques dérivées des sédiments métapélitiques contiennent des
teneurs élevées d’Al2O3 et K2O, qui pendant le métamorphisme donnent
généralement lieu à la formation de micas abondants. En raison de l’abondance de
micas et d’autres minéraux en feuillets, les métapélites montrent couramment une
forte schistosité. Des minéraux très alumineux tels que les trois polymorphes
(andalousite, sillimanite et disthène), la cordiérite, l’almandin et la staurotide peuvent
être également présents. Les métapélites sont très répandues dans les géosynclinaux et
sont sensibles aux changements de température et de pression pendant le
métamorphisme. Le tableau ci-dessous indique la composition moyenne des roches
dérivées de pélites :
Tableau II-2 Composition chimique des roches métamorphiques (Miyashiro (1973)
Phyllades
Micaschistes
Gneiss à deux
micas
Gneiss quartzofeldspathique
SiO2
60,0
64,3
67,7
70,7
TiO2
1,1
1,0
-
0,5
20,7
17,5
16,6
14,5
3,0
2,1
1,9
1,6
4,8
4,6
3,4
2,0
0,1
0,1
-
0,1
2,9
2,7
1,8
1,2
1,2
1,9
2,0
2,2
2,0
1,9
3,1
3,2
4,0
3,7
3,5
3,8
0,2
0,2
-
0,2
100,0
100,0
100,0
100,0
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K 2O
P2O5
Total
p. 19
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
II.2.2 Roches métamorphiques quartzo-feldspathiques
Les roches quartzo-feldspathiques sont généralement dérivées soit de roches
sédimentaires quartzeuses, soit de roches ignées felsiques, caractérisées par une teneur
élevée en SiO2. Elles montrent généralement la foliation et ne sont pas sensibles aux
changements de température et de pression.
II.2.3 Roches métamorphiques dérivées des carbonates
Lorsqu’il s’agit de calcaire pur (uniquement de CaCO3), la recristallisation forme du
cipolin (99% de calcite). En présence du MgO et du SiO2, la recristallisation produit de
la trémolite, du diopside, de la wollastonite et d'autres silicates.
En présence également du Al2O3, du plagioclase, de l'épidote et de la hornblende
seraient produits, conduisant à la génération d'un type de roche minéralogiquement
similaire aux dérivés métamorphiques des roches ignées mafiques. Ils sont sensibles
aux changements de température et de pression.
II.2.4 Roches métamorphiques basiques
Comme pour la pétrologie magmatique, les roches basiques contiennent environ 50%
de SiO2, les dérivés métamorphiques de ces roches ignées basiques sont appelés
métabasites.
Sachant que les métabasites sont riches en MgO, FeO, CaO et Al2O3, elles produisent
généralement de la chlorite, de l'actinolite et de l'épidote en métamorphisme à basse
température (schistes verts) et de la hornblende à des températures plus élevées
(amphibolites). À des températures encore plus élevées, des roches à clinopyroxène,
l'orthopyroxène et plagioclase se forment.
Les métabasites sont très sensibles aux changements de température et de pression, et
présentent donc un grand intérêt pétrologique.
II.2.5 Roches métamorphiques ultrabasiques
Les roches métamorphiques dérivées des roches ultrabasiques se trouvent dans de
nombreux terrains métamorphiques, par exemple les serpentinites sont répandues
dans les terrains métamorphiques à glaucophane (Ex : formation franciscaine de
Californie). Contrairement à d’autres classes de roches métamorphiques, aucune
p. 20
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. II
Pétrologie des roches métamorphiques
donnée pétrographique détaillée n’est disponible sur les changements progressifs de
ce groupe.
II.3
NOTION DE SEQUENCE METAMORPHIQUE
L’évolution du métamorphisme dans le temps et dans l’espace dépend de la roche (la
zone) originelle et par conséquent plusieurs faciès apparaissent selon le degré du
métamorphisme qu’on désigne par le nom ‘’séquence’’, il s’agit d’un ensemble de
roches métamorphiques, de degré variable, issu d'un même protolithe, caractérisé par
une composition minéralogique donnée.
II.3.1 Séquence para-éctinitiques
 Séquence argileuse ou pélitique :
Argile → phyllade → schiste (chlorite, séricite…etc.) → micaschiste →gneiss
 Séquence siliceuse ou arénacé
Grès → quartzite et quartzite micacée → leptynite (pour les arkoses)
 Séquence carbonatée
Calcaire et dolomie → marbre et cipolin → serpentinite (si magnésium)
 Séquence calcaro-pélitique
Marne → micaschiste calcifère → parasinite → para amphibolite et para pyroxénite
II.3.2 Séquences ortho-éctinitiques
 Séquence granitique
Granite → protogine → orthogneiss et ortholeptynite
 Séquence gabrro dioritique
Gabrro → parasinite (zoïsite, épidote, albite) → ortho amphibolite et orthopyroxénite.
 Séquence volcanique basique
Laves → formation schisteuse granulaire (à amphibole, épidote et albite)
Eclogite → parasinite → ortho amphibolite et ortho pyroxénite.
p. 21
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAPITRE III
III.
ARCHITECTURE DES ROCHES METAMORPHIQUES
✓ Le terme structure décrit la manière d’agencement des minéraux d’une
roche métamorphique à la l’échelle macroscopique (affleurement sur
terrain, échantillons … etc).
✓ Le terme texture est utilisé, cependant, à l’échelle microscopique, il décrit
l’arrangement des minéraux les uns avec les autres conduisant à des
conclusions pertinentes sur la chronologie des processus de formation de la
roche.
III.1 Structures des roches métamorphiques
Dans certains types du métamorphisme (ex : métamorphisme régional), l’effet de la
pression surtout se traduit par des déformations qu’on observe à l’échelle de
l’affleurement et des minéraux constitutifs. Ces déformations sont qualifiées « synschisteux » ou « syn-métamorphiques » et conduisent ainsi à des structures diverses.
On y distingue :
III.1.1 Structure ardoisée
La structure ardoisée se forme à faible degré métamorphique par la croissance de
chlorite à grain fin (cristaux <0,1 mm) et de minéraux argileux. L'orientation préférée
de ces silicates en feuillets fait que la roche casse facilement suivant les plans parallèles
aux silicates en feuillets, provoquant un clivage ardoisé (figure III-1).
Figure III.1 Structure ardoisée des roches métamorphiques
https://krovservice.ru/images/2stati/slanets.gif
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 22
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
III.1.2 La schistosité
La schistosité est un débit en feuillets de même composition minéralogique. Cette
disposition apparait à faible pression (+ 5 km de profondeur). Les minéraux qui
donnent la schistosité sont généralement les micas. Le plus souvent la schistosité est
perpendiculaire aux contraintes tectoniques. La roche montrant la schistosité s’appelle
‘’schiste’’ (figure III-2).
Figure III.2. Schistosité des roches métamorphiques (Texanna, Jijel)
III.1.3 La foliation
La foliation est un débit planaire marqué surtout par une alternance de lits de
minéraux aplatis (quartz, feldspath, ...etc.). La présence de la foliation témoigne d’une
pression élevée (plus de 10 Km de profondeur). Les gneiss sont de bons exemples qui
montrent souvent une foliation formée par alternance de lits blancs à quartz, feldspath
et de lits sombres à biotite (figure III-3).
Figure III.3 Foliation des roches métamorphiques (El-Djenah, Jijel)
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 23
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
III.1.4 La linéation
Les éléments linéaires, ou linéation, sont représentés par les axes des microplis et les
stries représentant les tracés des mouvements sur les surfaces (ex : miroirs de failles).
Ils sont définis également par les axes des minéraux (linéation minérale) ou agrégats
de minéraux (linéation d'agrégats). Dans les roches sédimentaires et éruptives, les
divers minéraux sont généralement mêlés de manière quelconque. Au fur et à mesure
que le degré de métamorphisme augmente, on constate une ségrégation entre les
minéraux à relativement faible degré de fusion (ex : quartz, feldspath,) et les minéraux
à relativement haut degré de fusion (ex : micas, amphiboles, grenat, pyroxènes). On
appelle ce phénomène ‘ségrégation métamorphique’.
Figure III.4 Linéation minérale des roches métamorphiques
III.1.5 La crénulation
La
crénulation
est
un
type
de
structure
métamorphique
montrant
des
microplissements (crénulation) d'une foliation ou une schistosité préexistante. Il est
généralement associé à divers degrés métamorphiques.
Figure III.5 Crénulation dans des roches métamorphiques
http://espace-svt.ac-rennes.fr/applic/metam1/ex1-1d.gif
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 24
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
III.1.6 Structure gneissique
Il s’agit d’un type de structure caractérisée par une foliation mal développée dans toute
la roche ou, si elle est bien développée, se produit d’une manière largement espacée,
de sorte que la roche se divisera sur une échelle de plus d'un centimètre.
Figure III.6 Structure gneissique des roches métamorphiques (El-Djenah, Jijel)
III.1.7
Structure oeillée
La structure oeillée est caractérisée par de gros grains minéraux en forme d'œil
lenticulaires ou des agrégats minéraux visibles dans certaines roches métamorphiques
foliées de très hautes pression. En coupe, ils ont la forme d'un œil (figure III-7). Le
feldspath, le quartz et le grenat sont des minéraux communs qui forment cette
structure. Les yeux ‘’ porphyroblastes’’ se forment dans des roches qui ont subi un
métamorphisme et un cisaillement.
Figure III.7 Structure oeillée des roches métamorphiques (gneiss).
(https://fb.ru/misc/i/gallery/83577/3186554.jpg)
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 25
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
III.1.8 Structure migmatitique
Elle marque le degré ultime du métamorphisme, certaines parties de la roche ont subi
une fusion partielle (Anatexie), en conséquence, la foliation serait discontinue, plissée
et enroulée en formant des pods ou des lentilles. Cette structure caractérise les roches
situées au niveau inférieur de la croute continentale (ex : gneiss migmatitique).
Figure III.8. Structure migmatitique des roches métamorphiques (gneiss)
https://www.chinaneolithic.com/RockPhoto/EN/Migmatite/Migmatite.jpg
III.2 Textures des roches métamorphiques
Les déformations minérales au cours du métamorphisme sont responsables
d’engendrer les différentes textures et/ou structures qu’on connait dans les roches
métamorphiques. En réalité, les contraintes affectent les minéraux qui recristallisent,
provoquant ainsi des modifications de forme, d’orientation, de réorganisation…etc.
Ces modifications peuvent parfois constituer des témoins indicateurs des conditions
du métamorphisme.
L’étude des textures sous microscope est d’une importance capitale en ce qui concerne
la définition du type, sens, chronologie et ampleur des contraintes. La figure III.9
résume les déformations minérales qui peuvent surgir lors du processus
métamorphique.
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 26
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure III.9 Déformations minérales lors du métamorphisme
http://eduterre.enslyon.fr/thematiques/terre/metamorphisme/images/deformatio
ns/image_preview
Nous citons dans cette section les principaux types de textures les plus adoptées.
III.2.1.1 Texture granoblastique
Les grains sont visibles à l’œil nu et sont généralement équigranulaires (ex : les
granulites, amphibolite, certains cipolins, quartzites). Les cristaux sont bien cristallisés
et se présentent sous la forme de grains automorphes avec des contacts entre eux
formant des angles de 120° (parfois appelée texture polygonale).
Figure III.10 Cristaux d’hornblende formant une texture granoblastique (LPA, X2,
champ de vision = 7mm).
http://www.alexstrekeisen.it/immagini/meta/pavimentosa2012(4).jpg
III.2.1.2 Texture lépidoblastique
Elle résulte de l’agencement des minéraux phylliteux (ex : les micas, les chlorites, la
séricite).
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 27
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure III.11 Cristaux lamellaires étirés des micas blancs montrant une Texture
lépidoblastique (LPA, X2, champ de vision = 7mm).
http://www.alexstrekeisen.it/immagini/meta/alpi0182(43).jpg
III.2.1.3 Texture nématoblastique
Elle résulte de l’abondance des minéraux prismatiques ou sous forme aciculaire tel que
les amphiboles, les pyroxènes, etc. (ex : amphibolites, pyroxénites…etc.).
Figure III.12 Cristaux aciculaires, (allongés) du glaucophane montrant une texture.
Nématoblastique (LPA, X2, champ de vision = 7mm).
http://www.alexstrekeisen.it/immagini/meta/nematoblastica2012(4).jpg
III.2.1.4 Texture porphyroblastique
Elle montre des porphyroblastes dans une pâte à grains fins (granoblastique). Exemple
: le grenat, la cordiérite, la staurotide dans les gneiss et les gneiss oeillés. Dans les
orthogneiss oeillés dérivant d'anciens granites porphyroïdes, on peut aisément
reconnaître les anciens phénocristaux (minéraux reliques) sous forme des yeux
feldspathiques plus ou moins bien conservés, qui se sont même parfois accrus, alors
que des minéraux néoformés plus petits participent à la constitution du fond
granoblastique de la roche.
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 28
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure III.13 Grand cristal de grenat dans une matrice fine montrant une texture
porhyroblastique (LPA). https://geology.com/minerals/photos/garnet-mica-schist-thinsection.jpg
III.2.1.5 Texture poeciloblastique
Elle montre des porphyroblastes englobant des minéraux en inclusions. Si ces
minéraux inclus ne sont pas présents dans la matrice, on les appelle des reliques et non
pas des inclusions.
Figure III.14 Porphyroblaste de cordéirite avec de fines inclusions montrant une
texture poeciloblastique (LPA, X2, champ de vision = 7mm).
http://www.alexstrekeisen.it/immagini/meta/skiddaw1820(9).jpg
III.2.1.6 Texture diablastique (syn. Englais. Decussate)
Elle montre des minéraux qui s’interpénètrent mais ne se recoupent pas. Les grains
sont moyens à grossiers (cristaux> 0,5 mm), cristaux orientés de façon aléatoire mais
nettement non équidimensionnels (c'est-à-dire lamellaires et / ou allongés).
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 29
Chap. III
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure III.15 Texture diablastique (LPA, x10, champ de vision = 2mm).
https://www.alexstrekeisen.it/immagini/meta/decussata2012(2).jpg
III.2.1.7 Texture cataclastique
Elle résulte d’une déformation mécanique très intense. Les minéraux qui sont broyés
et recimentés par une pâte, peuvent être partiellement ou complètement recristallisés.
Figure III.16 Cristaux broyés du Quartz et plagioclase dans une Cataclasite (LPA,
X2, champ de vision = 7mm).
https://www.alexstrekeisen.it/imm agini/meta/cataclasite(8).jpg
Remarque
D’autres termes de textures composites, entre deux types différents de ce qu’on a cité
plus en haut, peuvent être également appliqués. Par exemple, une texture granolépidoblastique pour certains types de gneiss riche en micas, une texture granonématoblastique pour certaines amphibolites …etc.
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
p. 30
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAPITRE IV
IV.
LES FACIES METAMORPHIQUES
IV.1 DÉFINITIONS
IV.1.1 Les termes isograde et réaction-isograde
Tilley (1924) a introduit le terme isograde pour désigner un degré de métamorphisme
bien défini par la première apparition d'un soi-disant minéral indicateur, tel que
biotite, almandin, staurotide, etc. Un isograde est une courbe sur une carte joignant
les points de la première apparition de minéraux indicateurs ; c'est-à-dire, les points
où un changement spécifique dans l'assemblage minéral indiquant qu'une réaction
chimique a eu lieu (ex : chlorite isograde, biotite isograde, grenat isograde etc.) par
exemple, l’isograde ‘staurotide’ est défini par la réaction :
Grenat + chlorite + muscovite = staurotide + biotite + quartz + H2O.
Les isogrades représentent des réactions minérales et non pas la composition chimique
de la roche. Puisqu’une réaction métamorphique dépend de la température, la pression
et la composition, un isograde représentera, en général, un ensemble de conditions de
P-T-X (X = composition de la phase fluide) qui satisferait la réaction d'équilibre et pas
les point d'égales conditions de P-T-X. Donc, toutes les fois que la réaction est connue,
le terme isograde est remplacé par le terme réaction-isograde. Une réactionisograde est une courbe joignant les points caractérisés par la paragenèse d'équilibre
d'une réaction donnée.
IV.1.2 Métamorphisme prograde
Prograde (= progressif) : où la pression et la température augmentent, une roche d'une
composition chimique donnée devrait subir une série continue de réactions chimiques
entre ses minéraux constitutifs et toute phase fluide présente pour produire une série
de nouveaux assemblages minéraux stables aux pressions et températures plus élevées.
La minéralogie des roches est modifiée avec notamment des réactions de
déshydratation.
p. 31
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
IV.1.3 Métamorphisme rétrograde
Rétrograde (= rétrogressive) : un métamorphisme donnant lieu à la formation de
minéraux typiques d'un degré inférieur (c.-à-d. Température plus basse) que
l'assemblage de la phase précédente. Lorsque la température diminue, l'eau nécessaire
n'est plus disponible et les associations minérales de plus hautes températures
persistent, par conséquent, les roches rencontrées à la surface indiquent le plus
souvent les conditions P-T maximales atteintes lors du métamorphisme prograde.
IV.1.4 Le gradient métamorphique
La succession des étapes d’un métamorphisme, permet de définir plusieurs gradients
métamorphiques, caractérisés par des conditions de pression et de température
identiques. Le gradient métamorphique peut présenter tous les degrés de
métamorphisme. Trois principaux types de gradient métamorphique (Fig.IV-1):

Le gradient métamorphique de basse pression et haute température (type
Abukuma) (environ 100°c/km). Caractérise les zones de divergence.

Le gradient métamorphique de moyenne pression et haute température (type
Barrowien) (environ 30°c/km). Caractérise les zones de collision.

Le gradient métamorphique de haute pression et basse température (type
Franciscain) (environ 10°c/km). Caractérise les zones de subduction.
Ces gradients métamorphiques qui caractérisent des zones en mouvement (divergence,
collision et subduction) se traduisent sur le diagramme (P-T) (Fig. IV-1), par la courbe
T= F(P). Par contre, La variation de cette courbe dans des zones stables est dite « le
géotherme moyen ». Lorsque la température diminue avec la diminution de la
profondeur le gradient est « rétrograde ». Lorsque la température augmente avec
l’augmentation de la profondeur (pression) le gradient est « prograde ».
p. 32
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure IV.1 Diagramme P-T montrant les trois gradients métamorphiques
IV.1.5 Faciès métamorphique
Le concept de faciès métamorphique a été introduit par Eskola (1915) ‘’ A metamorphic
facies includes rocks which ... may be supposed to have been metamorphosed under
identical conditions’’ (P.115). Un faciès métamorphique est donc un ensemble de
roches ayant été métamorphisées dans des conditions identiques. Ce concept a depuis,
progressé, P. Eskola (1920 et 1939) pensait qu'il y avait des roches ignées ayant
pratiquement
les
mêmes
assemblages
minéraux
que
certaines
roches
métamorphiques, le terme faciès minéral a été proposé.
Un faciès métamorphique correspond à un assemblage de minéraux qui caractérise des
conditions physico-chimiques identiques lors de la formation des roches. Cet
assemblage est indépendant de la composition chimique des roches métamorphisées.
Les minéraux présents dans la roche sont donc des minéraux marqueurs des
conditions de pression et de température du métamorphisme. Ainsi, chacun des faciès
correspond à un domaine de pression et de température.
On connaît huit faciès minéraux (Fig.IV.2) :
-
Faciès des zéolites
-
Faciès à prehnite-pumpellyite
-
Faciès des schiste verts
-
Faciès des amphibolites
p. 33
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
-
Faciès des schiste bleus
-
Faciès des cornéennes
-
Faciès des granulites
-
Faciès des éclogites
L’intervalle de température / pression que couvre chacun de ces faciès est résumé dans
le schéma de la figure IV.2 (Eskola, 1939).
Formation des zéolites
Schistes verts
Sanidinite
(Faciès de diabase)
Pression
Amphibolite
Amphibolite
Cornéenne à pyroxène
(Épidote)
(Hornblende)
(Faciès des gabbros)
Granulites
Schistes blues (Glaucophane)
Éclogites
Température
Figure IV.2. Faciès métamorphiques et leurs relations température – pression
(d’après Eskola, 1939)
Dans ce chapitre, nous allons voir les différents faciès métamorphiques groupés en
trois types principaux suivant le degré de pression (Miyashiro, 1973) : faciès de basse
pression, faciès de moyenne pression et faciès de haute pression.
IV.2 FACIES DE BASSE PRESSION
IV.2.1 Faciès des zéolites
Il est caractérisé par la présence de minéraux des zéolites qui marquent la fin de la
diagenèse et le début du métamorphisme. La laumontite cristallise à des températures
d'environ 300°C et indique la limite supérieure de ce faciès. En plus des zéolites, le
quartz et quelques phyllosilicates peuvent exister. Les exemples de ce faciès se trouvent
dans les monts d’Akaishi et Tanzawa au Japon et la région de Mogami au même pays
(Miyashiro, 1973).
Dans la zone d’Akaishi (Kuriyagawa, 1965), les terrains métamorphiques sont
d'âge Mésozoïque et Tertiaire, avec environ 40km de large. Ils sont constitués de roches
volcaniques et pyroclastiques. Le métamorphisme, qui va du faciès des zéolites, en
p. 34
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
passant par le faciès des prehnites et pumpellyites, jusqu'au faciès des schistes verts,
est de type d'enfouissement sur une grande échelle et ne montre aucune relation avec
les masses plutoniques présentes. Les zéolites identifiées dans les basaltes, les
dolérites, et les andésites métamorphisées sont : mordenite, heulandite, laumontite,
analcime et thomsonite. Les roches du faciès des zéolites ne montrent aucune
orientation préférentielle.
Dans la région de Mogami, le métamorphisme d'un petit terrain Tertiaire de
6km de large a été décrit par Utada (1965). Cette région est constituée essentiellement
par des laves et des roches pyroclastiques formées durant le Miocène et le Pliocène et
métamorphisées durant le Pliocène. La zone du faciès des zéolites passe directement à
la zone du faciès des schistes verts ; le faciès des prehnites et pumpellyites est absent.
Le métamorphisme, en général, apparaît de type enfouissement, malgré que la zone de
haute température contienne quelques intrusions acides et intermédiaires. Les zéolites
identifiées sont presque les mêmes que ceux de la région d’Akaishi.
Dans les Monts de Tanzawa (Miyashiro, 1973), le complexe métamorphique
tertiaire, de 10km de large, s'étale du faciès des zéolites au faciès des amphibolites. Les
roches d'origine sont constituées de laves basaltiques et andésitiques ainsi que des
roches pyroclastiques sous-marines. Elles ont été formées pendant la période allant du
Miocène inférieur au Pliocène inférieur. Dans le faciès des zéolites faible, les roches
sédimentaires et mafiques partiellement recristallisées sont caractérisées par le
clinoptilolite, heulandite, stilbite et mordenite ainsi que de fins lits constitués d'un
mélange de minéraux argileux smectite-vermiculite et vermiculite-chlorite. La chlorite
seule est absente. Le faciès des zéolites fort est caractérisé par la présence de
l'assemblage laumontite-quartz et la présence de la chlorite dans des roches nonschisteuses et incomplètement recristallisées.
IV.2.2 Faciès à prehnite et pumpellyite
Au-delà de 350°C, la laumontite devient instable et, en conséquence, de nouveaux
minéraux seront formés ; exemple : l'apparition de la prehnite et de la pumpellyite. En
plus de ces deux espèces, d'autres minéraux stables peuvent coexister ; exemple :
chlorite, muscovite, albite, quartz et épidote. L'exemple de ce faciès a également été
décrit dans les monts de Akaishi et Tanzawa au Japon. Pour plus de détails concernant
ce faciès, le lecteur est sollicité de consulter l’ouvrage de Winkler (1979).
p. 35
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
IV.2.3 Faciès des schistes verts
Il se caractérise par la présence d'une amphibole calcique (trémolite – actinote) et un
plagioclase acide (An  20). L'albite, chlorite, muscovite et épidote sont abondants,
mais la biotite est rare. Les grenats (almandin – spessartine) peuvent exister dans
certaines roches manganifères.
Read et Watson (1962) ont donné les assemblages minéraux suivants :
Tableau IV-1. Assemblage du faciès des schistes verts par protolithe.
Calcaires
Pélites
Psammites
Quartz
Albite
Chlorite
Quartz
Muscovite
Épidote
Albite
Muscovite
Chloritoides
Chlorite
métamorphiques
Roches basiques
Calcite + dolomite
Albite
Quartz
Épidote
Épidote
Actinote
Trémolite
Chlorite + calcite
IV.2.4 Faciès des amphibolites
Il se produit aussi bien dans le métamorphisme régional que dans le métamorphisme
de contact.
•
Dans les calcaires métamorphiques : wollastonite, grossulaire, diopside,
idocrase.
•
Dans les métabasites : hornblende, cummingtonite (type d’amphibole) avec
formule (Mg,Fe2+)2(Mg,Fe2+)5Si8O22(OH)2, clinopyroxène.
• Dans les métapélites l'association paragénétique est : muscovite, biotite,
almandin, cordiérite, andalousite (avec l'augmentation de la température elle se
transforme en sillimanite voir figure. IV-3), microcline (avec l'augmentation de la
température elle se transforme en orthose).
p. 36
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
Figure IV.3 Transformations polymorphiques des silicates d’alumine andalousite
BP-BT, disthène HP-MT, sillimanite MP-HT. (Miyashiro, 1973).
•
Noter bien que le passage à haute pression pour former le disthène à partir de
l’andalousite ou de la sillimanite, est accompagné d’une simplification du système
cristallin (orthorhombique → triclinique) et une augmentation de la densité
(disthène d= 3.5, sillimanite d=3.27, andalousite d=3.12)
IV.2.5 Faciès des granulites
Les paragenèses sont très semblables à celles des cornéennes à pyroxène (voir cidessous).
IV.2.6 Faciès des cornéennes
Ce faciès se caractérise par une très basse pression et une haute température. On
distingue quatre (04) types de faciès :
a) Faciès des cornéennes à albite et épidote :
En plus de l'albite et l'épidote, on note la présence des plagioclases (An  20), trémolite,
actinote.
b) Faciès des cornéennes à hornblende :
Dans ce faciès, la série trémolite – actinote est remplacée par la hornblende et les
plagioclases acides par les plagioclases intermédiaires.
p. 37
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
c) Faciès des cornéennes à pyroxène :
C'est un faciès connu dans la région d'Oslo (Norvège), Comrie (Ecosse) et Cashel
(République de l'Irlande ; d’après Eskola (1920)). L'association paragénétique est la
suivante :
•
Dans les métabasites : orthopyroxène, clinopyroxène,  hornblende (à
relativement basse température).
•
Dans les métapélites : andalousite (avec augmentation de la température elle se
transforme en sillimanite), biotite, orthose, plagioclase-Ca, cordiérite,  almandin.
La muscovite est totalement absente.
•
Dans les roches calcareuses : wollastonite, diopside,  grossulaire,  almandin,
 andradite.
d) Faciès des sanidinites
Ce faciès est marqué par des espèces de très haute température, telles que la tridymite
et cristobalite (Fig. IV-4), l'anorthose et les plagioclases calciques, et qui indiquent des
conditions de roches volcaniques. Les feldspaths potassiques forment des solutions
solides entre les groupes potassiques et les groupes sodiques. L'orthopyroxène et/ou
pigeonite, sillimanite et mullite peuvent se former.
Dans la nature, les roches appartenant à ce faciès existent soit sous forme d'enclaves
(xénoliths) au sein des roches volcaniques ou ultrabasiques, soit dans les auréoles les
plus internes d'intrusions basiques.
Figure IV.4 Transformations polymorphiques dans un diagramme P – T des
polymorphes de SiO2. (D'après Tuttle et Bowen, 1958).
p. 38
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
REMARQUE
** Notez que les faciès des cornéennes s’expriment bien dans le métamorphisme de
contact (pression très faible), bien que celui à albite - épidote et à hornblende peuvent
se produire par métamorphisme régional, et en conséquence sont appelés faciès des
amphibolites à albite – épidote et à hornblende respectivement. Les paragenèses
minérales sont semblables dans les deux cas. La distribution spatiale des faciès de
cornéennes dans le métamorphisme de contact sont illustrés dans la figure IV.5.
Figure IV.5 Représentation schématique et distribution des faciès de cornéennes
autour d’un pluton (métamorphisme de contact)
IV.3
FACIES DE MOYENNE PRESSION
IV.3.1 Faciès des zéolites
Ce faciès est connu dans les régions de Taringatura (Nouvelle Zélande) et Kii (Japon).
Les terrains de Taringatura se composent essentiellement de tufs et de grauwackes
volcaniques. Avec l'augmentation de la température, les assemblages minéraux
suivants sont identifiés (Miyashiro, 1973) :
a) étape de la heulandite – analcime (5 km de profondeur)
Quartz + heulandite + smectite
Quartz + heulandite + céladonite
Quartz + analcime + céladonite
p. 39
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
b) étape de la laumontite
Quartz + laumontite + albite + céladonite + adulaire
Quartz + albite + smectite + adulaire
c) passage au faciès à prehnite et pumpellyite
Quartz + albite + pumpellyite + adulaire
Albite + chlorite + pumpellyite
Quartz + albite + chlorite + prehnite
Les terrains de Kii se composent de métavolcanites et se subdivisent en quatre zones :
a) Zone de laumontite: quartz + albite + laumontite + chlorite
b), c) et d) voir les faciès ci-dessous.
IV.3.2 Faciès à prehnite et pumpellyite:
Dans la région de Kii la laumontite et l'actinote sont absents dans ce faciès. Les
assemblages caractéristiques sont :
b) Quartz + albite + prehnite + pumpellyite + épidote + chlorite
c) Quartz + albite + pumpellyite + épidote + chlorite  actinote
(C'est une zone de transition entre le faciès à prehnite et pumpellyite et le
faciès des schistes verts). Voir faciès des schistes verts.
IV.3.3 Faciès des schistes verts
Dans la zone de Kii, l'assemblage minéralogique caractéristique est le suivant :
d) Quartz + épidote + actinote + chlorite + stilpnomélane.
•
Dans les métabasites, on trouve :
Chlorite, actinote, épidote, albite, calcite,  muscovite,  biotite
•
Dans les métapélites, en plus des minéraux déjà cités en (d) il y a abondamment
de : Biotite, muscovite,  chloritoides,  almandin – spessartine.
IV.3.4 Faciès des amphibolites
•
Métabasites : Elles sont composées surtout de plagioclase (andésine –
labradore), hornblende,  almandin.
•
Métapélites : muscovite, biotite, almandin, disthène, staurotide. A une
température plus élevée, la muscovite se décompose en feldspath potassique
suivant les deux réactions :
a) Roches saturées en silice :
p. 40
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
KAl3Si3O10(OH)2 + SiO2 → KAlSi3O8 + Al2SiO5 + H2O
Muscovite
+ quartz
feldspath-K + sillimanite + eau
b) Roches non saturées en silice :
KAl3Si3O10(OH)2 → Al2O3 + KAlSi3O8 + H2O
Muscovite
corindon + feldspath-K + eau
La sillimanite remplace le disthène et la staurotide disparaît. La biotite et l'almandin
sont stables à ce stade de température.
Si la température augmente encore plus, la biotite peut se décomposer suivant les deux
réactions suivantes :
(1) K(Mg, Fe)3AlSi3O10(OH)2 + SiO2 → 3(Mg, Fe)SiO3 + KAlSi3O8 + H2O
Biotite
+ quartz
orthopyroxène + feldspath-K + eau
(2) 2K(Mg, Fe)3AlSi3O10(OH)2 + 6SiO2 → 3(Mg, Fe)2Si2O6 + 2KAlSi3O8 + 2H2O
Biotite
+ quartz
hypersthène + feldspath-K + eau
A noter finalement que le faciès des amphibolites se caractérise par des phénomènes
de déshydratation (diminution de l'eau).
* Calcaires métamorphiques : La paragenèse minérale est composée de : diopside,
grenat calcique,  wollastonite.
IV.3.5 Faciès des granulites
Parce que la fusion partielle débute généralement dans le faciès des amphibolites, les
roches du faciès des granulites représentent le résidu (restite), et donc les roches riches
en minéraux ferromagnésiens tel que la biotite, la hornblende et les pyroxènes. Ce sont,
en conséquence, les métabasites qui prédominent.
•
Métabasites : orthopyroxène, clinopyroxène, biotite, hornblende, plagioclase, 
almandin – pyrope.
•
Métapélites : quartz, plagioclase, feldspath-K, grenat, sillimanite, biotite.
•
Roches calcareuses : calcite, quartz, wollastonite, grenat-Ca.
IV.4 FACIES DE HAUTE PRESSION
IV.4.1 Faciès à prehnite et pumpellyite
La partie de haute pression de ce faciès est connue, par exemple, dans la région de
Katsuyama au Japon (Miyashiro, 1973):
p. 41
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
•
Pétrologie des roches métamorphiques
Dans les métabasites : prehnite, pumpellyite, épidote, albite, chlorite, actinote,
quartz.
•
Dans les métapélites : prehnite, pumpellyite, muscovite, épidote, chlorite, quartz.
IV.4.2 Faciès des schistes verts
On trouve généralement les mêmes assemblages minéraux que dans le faciès précédent
mais la prehnite et la pumpellyite sont absentes. L'absence de la biotite et l'abondance
du stilpnomélane caractérisent ce faciès de ceux de basse et de moyenne pression.
IV.4.3 Faciès des schistes à glaucophane :
C'est un faciès caractérisé par une très haute pression et une température modérée. Les
limites inférieures qui sont en contact avec le faciès des zéolites et celui à prehnite et
pumpellyite, se caractérisent par la disparition de la laumontite au profit de la
lawsonite suivant la réaction :
CaAl2Si4O12.4H2O → CaAl2Si2O7(OH)2.H2O + 2SiO2 + 2H2O
Laumontite
lawsonite
+ quartz + eau
et par la disparition de l'albite au profit de la jadéite suivant la réaction:
NaAlSi3O8 → NaAlSi2O6 + SiO2
Albite
jadéite
+ quartz
Le glaucophane [Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2] est relativement abondant.
En plus des minéraux déjà cités, on note la présence de l'aragonite, chlorite, actinote,
muscovite, paragonite, albite, pumpellyite, épidote, chloritoïdes, spessartinealmandin, sphène, rutile.
IV.4.4 Faciès des amphibolites :
On le trouve dans les nappes de Pennine (Alpes Centrales) (Wenk and Keller, 1969) où
les métapélites sont constituées de : biotite, almandin, staurotide, disthène, 
sillimanite,  glaucophane.
IV.4.5 Faciès des granulites
Voir faciès des éclogites.
p. 42
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
IV.4.6 Faciès des éclogites
Le terme éclogite a été proposé par Haüy (1822) pour désigner les roches composées
essentiellement de l’assemblage : clinopyroxène (omphacite) et grenat (almandinpyrope-grossulaire).
L'omphacite est un clinopyroxène contenant du diopside, jadéite, hédenbergite et peu
d'acmite. Le quartz, disthène, olivine, orthopyroxène, amphibole et rutile peuvent être
présents mais jamais de plagioclase.
En 1920, Eskola proposait le terme faciès des éclogites pour englober les roches ayant
la composition minéralogique précédente.
IV.5 Relation entre faciès des éclogites et faciès des granulites
Les deux faciès sont pétrologiquement semblables, surtout dans la zone de haute
pression du faciès des granulites, et en conséquence la distinction entre les deux faciès
est essentielle.
Le faciès des éclogites se caractérise par la présence de quartz, disthène,  almandin.
Schématiquement, on peut représenter la différence pétrographique entre les deux
faciès comme suit (Miyashiro, 1973):
FACIES DES ECLOGITES
1)
Pyrope
+
diopside
Mg3Al2Si3O12 + CaMgSi2O6 +
2)
Diopside +
3CaMgSi2O6 +
FACIES DES GRANULITES
+ quartz →
SiO2
disthène → pyrope +
4Al2SiO5
enstatite
+
anorthite
4MgSiO3 + CaAl2Si2O8
anorthite + quartz
Mg3Al2Si3O12 + 3CaAl2Si2O8 + SiO2
Donc, la présence du quartz + disthène dans le faciès des éclogites peut être prise
comme un critère pétrographique pour définir le faciès des éclogites.
Les éclogites sont présentes dans les terrains de très haute pression sous forme
d'inclusions dans les roches basaltiques (ex : Salt Lake Crater, Hawaii) dans les
péridotites (ex : région de Bessi, Japon) ou dans les kimberlites (roches ultrabasiques
qui se présentent sous forme de dykes ou veines composés de péridotites micacées
serpentinisées et carbonatées, et présentent une texture porphyrique.
p. 43
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. IV
Pétrologie des roches métamorphiques
Les phénocristaux sont composés d'olivine (90% fa), almandin, pyrope, pyroxène
(enstatite), diopside, phlogopite, biotite, amphibole). La présence du diamant dans les
kimberlites suggère un enfouissement de plusieurs centaines de km.
Les assemblages minéraux qui composent les différents faciès métamorphiques, le
passage d’un faciès à l’autre ainsi que le domaine de stabilité de chaque faciès pour les
différentes séquences métamorphiques sont bien illustrés dans le diagramme P-T
(figure IV.6).
Figure IV.6 Diagramme P-T montrant la relation, le domaine de stabilité et les
transformations entre les différents faciès métamorphiques.
https://earthlog1.files.wordpress.com/2020/05/facies.jpg.
p. 44
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAPITRE V
V.
REPRESENTATION GRAPHIQUE DES PARAGENESES MINERALES
METAMORPHIQUES
V.1
INTRODUCTION
D’après Bucher and Grapes (2011), une fois l'assemblage minéral d'une roche a été
identifié, il est commode ou même nécessaire de représenter graphiquement la
composition chimique des minéraux qui constituent l'assemblage. Une telle figure est
appelée chimographe et représente un diagramme de phase de composition. La
disposition géométrique des relations de phase sur un tel diagramme de phase est
appelée topologie.
Les diagrammes de phases de composition peuvent être utilisés pour documenter les
assemblages trouvés dans les roches d'un terrain ou affleurement métamorphique
donné, ils sont un outil indispensable pour l’analyse des caractéristiques
métamorphiques d'un terrain. Ils peuvent être utilisés pour déduire des séquences de
réactions minérales métamorphiques.
Les minéraux constitués au maximum de trois composantes peuvent être représentés
dans un plan triangulaire. Exemple, la wollastonite (CaSiO3), le grossulaire
(Ca3Al2Si3O12), l'anorthite (CaAl2Si2O8), la sillimanite (Al2SiO5), le quartz (SiO2), le
corindon (Al2O3), …etc., consistent en trois composantes : CaO, SiO2 et Al2O3 avec des
proportions différentes. Ces composantes sont représentées sur un diagramme
triangulaire équilatéral. Chaque coin du triangle représente une composante pure ;
c'est-à-dire, 100% CaO, 100% Al2O3 et 100% SiO2. Chaque côté du triangle permet la
représentation de mélanges et d'un minéral constitué de deux composantes, alors que
l'intérieur du triangle permet la représentation de mélanges et minéraux constitués de
trois composantes.
La ligne partant de chaque coin du triangle représente toutes les compositions dont
deux des composantes ont le même rapport. La valeur du rapport est celle du point où
la ligne partante du coin coupe le côté opposé du triangle.
p. 45
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
Quelques exemples peuvent illustrer la méthode de la représentation graphique
(Winkler, 1979). La sillimanite, par exemple, est constituée uniquement de deux
composantes Al2O3 et SiO2 qui sont combinées dans le rapport molaire 1 : 1; la
composition de la sillimanite est 50% mol. SiO2 et 50% mol. Al2O3. La sillimanite sera
donc représentée sur la moitié du côté Al2O3-SiO2 (Fig. V-1).
En ce qui concerne les minéraux constitués de trois composantes, nous traitons le
grossulaire et l’anorthite comme exemples.
Le pourcentage molaire de chacune des trois composantes est marqué en intervalle de
20% sur chaque côté du triangle (Fig. V-1). La ligne parallèle à chaque côté du triangle
représente un pourcentage constant de la composante de l'angle opposé. Donc, la ligne
en pointillés (en couleur rouge), représente 43 mole % CaO, la ligne discontinue (en
couleur rouge) représente 14 mole % Al2O3 et l'intersection des deux lignes c'est le reste
; c'est-à-dire, 43 mole % SiO2. Cette représentation est celle de la composition du
grossulaire qui a le rapport moléculaire 3 CaO : 1 Al2O3 : 3 SiO2. La composition de
l'anorthite, avec 1 CaO : 1 Al2O3 : 2 SiO2 (25% CaO, 25% Al2O3 et 50% SiO2) est
également représentée sur la figure V.1.
Figure V.1 Représentation des compositions dans le triangle équilatéral CaO–
Al2O3–SiO2 (Winkler, 1979)
p. 46
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
V.2
Pétrologie des roches métamorphiques
L'HYPOTHESE DE L'EQUILIBRE CHIMIQUE ET LA REGLE DE
PHASES
L'étude concrète des roches métamorphiques montre que beaucoup d'entre elles se
sont comportées, lors du métamorphisme, comme des systèmes où l'équilibre
chimique tendait à être atteint, au mois à l'échelle des grains cristallins ou de leurs
limites: c'est l'hypothèse de l'équilibre chimique local, implicitement contenu dans les
théories classiques du métamorphisme (F. Becke, P. Eskola) issues de la théorie des
systèmes fermés, et étendue au cas des systèmes ouverts (hypothèse de l'équilibre
mosaïque de D. S. Korjinskii). Le bien-fondé de cette hypothèse peut être testé de
diverses façons ; ainsi la distribution des divers constituants chimiques entre les
minéraux typomorphes de la roche suit une loi régulière qui ne dépend que de la
composition chimique globale, si les mêmes conditions extérieures sont imposées aux
roches (encore que la méthode puisse être peu sensible aux variations de ces
dernières). Dans ce cas, et pour des roches de composition chimique différente, la
constance du coefficient de partage KD entre les paires de minéraux à composition
variable est un test d'équilibre chimique. De même, le nombre de minéraux
typomorphes doit se conformer à celui que prévoit la règle de phases (ou règle de
Gibbs; voir ci-dessous) compte tenu de certaines hypothèses sur les conditions
extérieures et sur le nombre des constituants du système. Si l'équilibre chimique est la
tendance dominante dans les roches métamorphiques, la nature de leurs associations
minérales (ou paragenèse) et la composition des minéraux seraient déterminées par la
composition chimique globale du milieu et les conditions physiques au moment du
métamorphisme.
A partir du diagramme triangulaire de concentration CaO - Al2O3 - SiO2, les relations
chimiques deviennent logiques. A l'équilibre, la relation de Gibbs dans le cas du
métamorphisme isochimique (système fermé) s'écrit comme suit :
V=c+2–Φ
Où
V : désigne la variance (ou nombre du degré de liberté),
c : le nombre de composantes indépendantes,
p. 47
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
Φ : le nombre de phases.
D’après winkler (1979), dans le cas de trois composantes, trois phases en
équilibre permettent deux variances ; c'est-à-dire la température et la pression peuvent
être changées indépendamment à travers certaines limites. En d'autres termes, trois
phases existent dans un domaine de température et pression bien défini. Les minéraux
coexistants, quand ils sont représentés graphiquement par des points, peuvent être
joints par des lignes droites. Sur la figure V.2, la connexion de trois minéraux
coexistants entre eux forment des triangles irréguliers ; exemple, sillimaniteanorthite-corindon, sillimanite-anorthite-quartz, anorthite-grossulaire-quartz, et
grossulaire-wollastonite-quartz. Cette figure montre que la coexistence des minéraux
grossulaire, wollastonite et corindon n'est pas possible dans un intervalle de
température et pression, parce que n'importe quel mélange de composante le long de
la ligne corindon – wollastonite produira soit l'association grossulaire + corindon soit
grossulaire + wollastonite. Pour des raisons semblables, les minéraux sillimanite,
anorthite et wollastonite, d'une part, et corindon, sillimanite et quartz d'autre part, ne
peuvent pas coexister.
Figure V.2 Paragenèses de minéraux coéxistants dans le système CaO-Al2O3-SiO2
(Winkler, 1979)
p. 48
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
La figure V.2 représente les différentes paragenèses minérales possibles qui sont
stables dans certain intervalle de température et pression. Si, cependant, la
température dépasse une certaine valeur à une pression donnée, la paire minérale
grossulaire-quartz devient instable ; la ligne joignante disparaît et une nouvelle ligne,
wollastonite-anorthite, devient valable. Les nouvelles paragenèses résultantes sont
montrées sur la figure V.3. La relation croisée entre la ligne grossulaire-quartz et
wollastonite-anorthite est l'une des différentes expressions graphiques qui indiquent
une réaction chimique. Dans ce cas, c'est la réaction :
1 grossulaire + 1 quartz → 2 wollastonite + 1 anorthite
Ca3Al2Si3O12 + SiO2 →2 CaSiO3 + CaAl2Si2O8
Sous certaines conditions, les systèmes constitués de plus de trois composantes
peuvent être également représentés sur un diagramme triangulaire équilatéral.
Exemple, les diagrammes ACF et A'KF proposés par Eskola.
Figure V.3 Paragenèses de minéraux cœxistants dans le système CaO-Al2O3-SiO2
à des températures plus élevées que celles du système représenté par la figure V.2.
(Winkler, 1979)
p. 49
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
V.3
Pétrologie des roches métamorphiques
LES DIAGRAMMES ACF ET A’KF
Les composantes majeures (oxydes) des roches métamorphiques ordinaires sont :
SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, H2O et CO2.
Cependant, quelques-unes ne sont pas importantes, car ce sont les rapports Al2O3 :
CaO : (FeO+MgO) : K2O qui ont un rôle important dans la composition minéralogique
des roches métamorphiques. Les diagrammes ACF et A'KF proposés par Eskola (1939)
sont basés sur cet effet empirique. Ces diagrammes triangulaires sont utilisés pour
illustrer les rapports de Al2O3 : CaO : (FeO+MgO) et Al2O3 : K2O : (FeO+MgO)
respectivement.
V.3.1
Diagramme ACF
La procédure du calcul des rapports moléculaires ACF d'une roche est, selon Eskola
(1939), la suivante :
• L'analyse chimique (éléments majeurs) d'une roche est corrigée en éliminant les
minéraux accessoires (leur quantité devra être déterminée par analyse modale ou
analyse de phase par rayons-X).
a) 50% en poids (wt %) d'ilménite est soustrait du pourcentage en FeO total de la
roche.
b) 70% en poids (wt %) et 30% en poids (wt %) de magnétite sont soustraits des
pourcentages de Fe2O3 et FeO de la roche respectivement.
c) 30% en poids (wt %) de sphène est soustrait du pourcentage en CaO de la roche.
d) Le pourcentage en poids de l'hématite est soustraite du pourcentage en Fe2O3
de la roche.
(Magnétite : FeO. Fe2O3 = 30 wt. % FeO et 70 wt. % Fe2O3)
(Ilmenite: FeO. TiO2 = 50 wt. % FeO)
(Sphène : CaO.TiO2.SiO2 = 30 wt. % CaO)
• Les pourcentages en poids sont, ensuite, convertis en proportions moléculaires
(pourcentage de l'oxyde divisé par son poids moléculaire).
• SiO2, H2O et CO2 sont négligés.
p. 50
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
• Dans l'albite, le rapport moléculaire Na2O : Al2O3 est de 1:1; dans le feldspath
potassique, le rapport K2O : Al2O3 est également 1:1. Donc, les proportions de K2O et
de Na2O sont additionnées, et cette somme est soustraite de la proportion moléculaire
d’Al2O3.
• Une quantité égale à 3,3 fois la proportion moléculaire de P2O5 est soustraite de
la proportion moléculaire de CaO, parce que dans l'apatite Ca 5(PO4)3(F, Cl, OH), le
rapport moléculaire CaO : P2O5 et de 10 : 3, et donc, le CaO dans l'apatite est 3,3 x P2O5.
Approximativement, le schéma du calcul des rapports ACF (après avoir fait toutes les
corrections nécessaires pour les minéraux accessoires) peut être résumé comme suit :
[Al2O3] + [Fe2O3] – ([K2O] + [Na2O]) = A
[CaO] – 3,3[P2O5] = C
[MgO] + [MnO] + [FeO] = F,
**Les crochets indiquent […] proportion moléculaire**.
Pour la représentation graphique, ces valeurs sont recalculées : A + C + F = 100% ;
c'est-à-dire qu'elles sont exprimées en pourcentage moléculaire.
Le calcul précédent, est uniquement applicable pour les roches dépourvues de micas
(biotite, muscovite, paragonite). Cependant, plusieurs roches métamorphiques
contiennent ces minéraux, et pour une étude plus correcte, il faut faire d'autres
corrections.
Si la biotite est présente, une correction de l'analyse chimique avant le calcul des
proportions moléculaires est nécessaire, parce que la biotite, comme tous les autres
minéraux potassiques, ne peut être représentée exactement sur le plan du diagramme
ACF. Donc, Al2O3 de la biotite doit être soustrait de la teneur en Al2O3% de la roche. Le
(Fe, Mg)O de la biotite est soustrait de MgO et FeO de la roche. Parce que le rapport
K2O : Al2O3 = 1 : 1, une quantité égale à [K2O] est soustraite de [Al2O3].
La présence de la biotite ne demande pas de changement au niveau de la valeur de A.
Cependant, la valeur de F, donnée par le schéma de calcul, doit être corrigée tenant
compte de la quantité de (Mg, Fe)O dans la biotite. La procédure suivante est utilisée:
- Déterminer la quantité de la biotite dans la roche.
p. 51
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
- MgO et FeO correspondants sont calculés comme pourcentage en poids, en
simplifiant que le rapport MgO : FeO de la roche est le même que celui de la biotite
(analyse chimique préférable). Les valeurs obtenues sont soustraites de FeO% et
MgO% de la roche.
- Procéder au calcul des rapports ACF comme ci-dessus, bien sûr, si la muscovite
et la paragonite ne sont pas présentes.
Si la muscovite est présente, la valeur de F ne sera pas changée. Cependant, la quantité
de la muscovite sera prise en considération dans le calcul de A, parce que le rapport
moléculaire K2O : Al2O3 dans la muscovite est de 1 : 3 et pas 1 : 1 comme dans le
feldspath potassique:
- Déterminer la quantité de la muscovite (par analyse modale).
- Le pourcentage en poids du K2O de la muscovite est converti en proportion
moléculaire.
- 2 fois cette quantité est soustraite de la proportion moléculaire [Al2O3] + [Fe2O3]
de la roche.
- Procéder au calcul des rapports ACF.
Sur le diagramme triangulaire ACF, le point représentant la composition d'une roche
indique les minéraux à prévoir si la roche appartient à une certaine zone
métamorphique. Une roche de même composition chimique peut correspondre à
différents minéraux si elle appartient à une autre zone de métamorphisme. Les
diagrammes ACF des différentes zones métamorphiques ont été établis sur la base
d'observations pétrographiques.
Généralement, le diagramme ACF est utilisé pour représenter graphiquement les
différents assemblages minéraux présents dans les roches de compositions variables et
sur un intervalle limité de conditions métamorphiques.
Quand les assemblages minéraux sont indiqués sur le diagramme, seuls les minéraux
constitués entièrement de A = Al2O3 + Fe2O3, C = CaO et F = (FeO + MgO + MnO),
et SiO2, H2O et CO2 sont représentés. Ces trois dernières composantes ne sont pas
représentées sur le diagramme.
p. 52
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
Le tableau 5.1. (p:40, et 41, Winkler, 1979) donne la composition chimique et les
valeurs ACF des minéraux qui sont stables en présence du quartz; la forstérite, le
corindon, la serpentine, la brucite et le périclase sont exclus. La figure V-4 présente le
positionnement des différents minéraux. Elle aide à connaître approximativement les
rapports A:F, A: C et C:F des minéraux communs des roches métamorphiques. Elle
est également importante pour une compréhension rapide de plusieurs réactions
métamorphiques.
Figure V.4 Compositions minérales représentées sur le diagramme ACF. (Winkler,
1979)
Les diagrammes ACF sont très utiles pour montrer les paragenèses des minéraux
riches en Ca, Al, Mg, et Fe ; c'est-à-dire, les minéraux des roches mafiques
(métabasites) et calco-silicatées.
V.3.2 Diagramme A'KF
Il est parfois avantageux d'utiliser un diagramme A'KF en plus de celui de ACF. Dans
ce diagramme, les minéraux potassiques, tel que les feldspaths-K, la muscovite, la
biotite, le stimpnomélane, etc., sont représentés ensembles avec les minéraux
contenant (Mg, Fe) et (Mg, Fe) + (Al, Fe3+), alors que les minéraux calciques ne peuvent
pas être représentés.
p. 53
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
Le diagramme A'KF, comme le diagramme ACF, est basé sur les proportions
moléculaires. Dans le calcul des valeurs A'KF, l'analyse est corrigée par rapport aux
minéraux accessoires de la même manière que celle utilisée dans le calcul ACF. Si
l'analyse chimique d'une roche est connue (mais pas sa composition minéralogique),
on suppose que tout le CaO est présent sous forme d'anorthite, avec une certaine erreur
si d'autres silicates calciques et alumineux sont présents. Le schéma général du calcul
serait comme suit :
A' = [Al2O3] + [Fe2O3] – ([K2O] + [Na2O] + [CaO])
K = [K2O]
F = [MgO] + [MnO] + [FeO]
Ces valeurs seront recalculées à 100% (A'+K+F = 100).
REMARQUE
La correction de CaO en A' se fait uniquement si celui-ci est combiné avec les silicatesCa-Al et silicates-Ca-Fe3+. Il est, dans ce cas, soustrait de la valeur [Al2O3] + [Fe2O3].
S'il est combiné sous forme de carbonates et wollastonite la correction n'aura pas lieu.
Si certains minéraux calciques sont présents en abondance, tel que le grossulaire,
l'andradite, la zoïsite, l'épidote, la hornblende en plus de l'anorthite, alors une
correction pour CaO sera nécessaire, parce que le rapport Al2O3 : CaO dans ces
minéraux n'est pas égal à 1 comme celui de l'anorthite. La quantité de ces minéraux
sera, donc, déterminée en pourcentage en poids et le contenu de CaO dans chacun sera
déterminé. Le pourcentage en poids de CaO dans chaque minéral est converti en
proportions moléculaires et la valeur de A' est calculée suivant le schéma ci-dessus.
La valeur de K ne sera pas changée, alors que la valeur de F devra être corrigée car les
minéraux tel que le diopside et la hornblende, qui ne peuvent pas être représentés sur
le diagramme A'KF, contiennent une certaine quantité de F. Donc, le schéma modifié
du calcul sera comme suit :
A' = [Al2O3 + Fe2O3] – [K2O + Na2O] – 1/3 de [CaO] présent dans le grossulaire et
anorthite,
✓ 3/4 de [CaO] présent dans la zoïsite et épidote,
p. 54
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
✓ Le [CaO] présent dans l'anorthite,
✓ 2 fois le [CaO] présent dans la margarite.
K = [K2O]
F = [MgO] + [MnO] + [FeO] – (la correction pour la hornblende et le diopside).
A' + K + F = 100
Puisque la biotite est représentée sur le diagramme A'KF, l'analyse de la roche ne doit
pas être corrigée vis-à-vis à la biotite comme on a vu pour le diagramme ACF.
Les points représentant les minéraux constitués uniquement de A et F occupent la
même position aussi bien sur A'KF que sur ACF.
Le diagramme montre la relation entre la biotite, la muscovite, le stilpnomélane et le
feldspath-K, et les minéraux contenant uniquement les composantes A et F
(pyrophyllite, andalousite, chlorite, chloritoïde, cordiérite, staurotide, almandin,
anthophyllite et talc).
Les feldspaths potassiques (orthose, microcline) sont représentés sur le coin K du
diagramme A'KF. La biotite et la muscovite sont très variables en composition. Leur
représentation graphique est montrée sur la figure V-5.
Figure V.5 Compositions variées de muscovites et biotites positionnées sur le
diagramme A’KF. (Winkler, 1979)
p. 55
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
V.4
Pétrologie des roches métamorphiques
PLAN AFM DANS LE TETRAEDRE Al2O3 – FeO – MgO - K2O
Dans les diagrammes ACF et A'KF, FeO et MgO (plus MnO) sont groupés en une seule
composante. Cela simplifie la représentation de plusieurs assemblages minéraux, mais
certainement pas tous. Exemple, dans quelques roches, la biotite est présente avec la
muscovite et un alumino-silicate Al2SiO5, alors que dans d'autres roches, la biotite
coexiste avec le grenat, la staurotide, le quartz et la muscovite. Ce dernier assemblage,
ainsi que l'assemblage biotite + cordiérite + andalousite + muscovite + quartz, ne
peuvent pas être représentés sur le diagramme A'KF dû à l'addition MgO + FeO
comme une seule composante.
Dans le cas des plans AFM, dérivés de Thompson (1957), FeO et MgO sont considérés
comme deux composantes séparées où A = Al2O3, F = FeO et M = MgO.
Les plans AFM sont très importants en pétrologie métamorphique car ils montrent la
relation entre les différents assemblages minéraux avec leur composition chimique.
La
composition
chimique
des
roches
pélitiques
peut
être
représentée
approximativement dans un système à six composantes : SiO2 - Al2O3 – FeO – MgO K2O -H2O si les composantes suivantes sont négligées ou prises en considération par
correction appropriée :
 Fe2O3 et TiO2 largement inclus dans la biotite,
 Na2O dans les feldspaths alcalins (albite) et paragonite,
 CaO dans les plagioclases et almandin.
Dans les diagrammes précédents, les assemblages minéraux des roches contenant du
quartz dépendent des quantités de quatre composantes : Al2O3, FeO, MgO et K2O mais
pas les quantités de SiO2 et H2O. Donc, les assemblages minéraux des roches pélitiques
peuvent être représentés en trois dimensions, dans un tétraèdre Al2O3 – FeO – MgO K2O.
Les minéraux qui ne contiennent pas K2O sont représentés sur le plan Al2O3 – FeO –
MgO du tétraèdre ; l'exemple des minéraux : chlorite, chloritoïde, pyrophyllite,
Al2SiO5, staurotide, cordiérite et almandin. Les minéraux contenant K2O tel que la
biotite et le stilpnomélane sont représentés à l'intérieur du tétraèdre, la muscovite et le
feldspath potassique sont représentés sur le côté Al2O3 – K2O.
p. 56
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
Le tétraèdre Al2O3 – FeO – MgO - K2O est montré sur la figure V-6. Le plan Al2O3 –
FeO – MgO (hachuré) est étendu au-delà du tétraèdre. La muscovite et le feldspath
potassique sont indiqués par les points M et K respectivement. Le point A représente
l'almandin avec un rapport moléculaire composante-pyrope-à-composante-almandin
de 10 à 90. Le point B, à l'intérieur du tétraèdre, représente une biotite avec un rapport
moléculaire MgO/(MgO+FeO) = 0.6.
Le stilpnomélane, également représenté à l'intérieur du tétraèdre, se trouve dans les
roches métamorphiques de très bas degré au lieu de la biotite.
Figure V.6 Le tétraèdre Al2O3 – FeO – MgO - K2O et le plan Al2O3 – FeO – MgO
étendu au-delà du côté FeO – MgO. Tous les points à l’intérieur du tétraèdre sont
projetés à partir du point M (muscovite) sur ce plan. Le point B est à l’intérieur du
tétraèdre et est projeté à B’. Point A se trouve sur le plan Al2O3 – FeO – MgO et donc
sa position reste inchangée. (Winkler, 1979)
Pour aboutir à une représentation planaire, il est utile de projeter tous les points à
l'intérieur du tétraèdre sur le plan Al2O3 – FeO – MgO, sur lequel les minéraux
dépourvus de K2O sont représentés en tous les cas.
Parce que les roches métamorphiques dérivées des sédiments pélitiques contiennent
généralement de la muscovite, Thompson a choisi le point M (sur la figure V-6)
représentant la muscovite comme point de projection.
p. 57
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
En utilisant le point B comme exemple, le point B' de projection sera à l'extérieur du
tétraèdre sur la ligne M-B à B' mais toujours sur le plan Al2O3 – FeO – MgO en
extension, et celui-là c'est le diagramme triangulaire AFM.
Le plan AFM est comparable à A'KF parce que la quantité de K2O relative aux autres
composantes est également prise en considération en utilisant la projection à partir du
point M sur le plan Al2O3 – FeO – MgO.
La figure V-7 montre le plan AFM étendu au-delà de la ligne FeO – MgO. Sur ce plan,
la composition des différents minéraux est représentée. Le point K, e point K,
représenté sur la figure V.6, quand il est projeté sur une droite à partir de M, coupe le
plan AFM à l'infini. C'est indiqué par des flèches près du minéral feldspath potassique.
Figure V.7 Compositions minérales représentées sur le plan AFM de Thompson.
L’intervalle des compositions communes est indiqué par la ligne continue. (Winkler,
1979)
La projection géométrique des points à l'intérieur du tétraèdre sur le plan AFM, est
accomplie par calcul. En premier, le pourcentage pondéral de l'analyse chimique est
converti en proportions moléculaires des oxydes à partir desquelles, les proportions
moléculaires A et M sont calculées comme suit :
p. 58
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. V
Pétrologie des roches métamorphiques
A = [Al2O3] – 3 [K2O] / [Al2O3] – 3 [K2O] + [FeO] + [MgO]
M = [MgO] / [FeO] + [MgO]
La muscovite, qui sert comme point de projection, contient trois fois la quantité de
[Al2O3] comme [K2O]; cela est pris comme expression [Al2O3] – 3[K2O] dans la formule
pour calculer la valeur de A. Si la valeur de A pour la biotite est calculée, cela doit
apparaître un nombre négatif.
La figure V.7 montre un ensemble de biotites de roches métamorphiques. La dispersion
des compositions est très élevée, mais, pour la plupart des biotites, la valeur de A est
d'environ –0.25 ; c'est-à-dire, elles appartiennent à la série eastonite-sidérophyllite:
K(Fe, Mg)2,5Al0.5[Si2,5Al1,5O10)](OH)2.
Les biotites de la série phlogopite-annite K(Fe, Mg)3[Si3AlO10)](OH)2, ayant une valeur
de
A = - 0,50, sont rares dans les roches métamorphiques.
Le plan AFM est établi pour représenter graphiquement les minéraux coexistants. Il
est également possible de montrer sur un plan AFM les assemblages minéraux
typiques des zones métamorphiques. Cela peut être établi plus précisément que sur les
diagrammes ACF et A'KF.
La composition d'une roche métamorphique peut être représentée sur AFM, mais
certaines corrections doivent être appliquées sur l'analyse chimique avant le calcul de
A et M, parce que les composantes chimiques des minéraux qui ne peuvent pas être
montrés en projection doivent être soustraites de l'analyse globale de la roche. Une des
corrections les plus importantes est la soustraction de la quantité de Al 2O3 présente
dans l'albite, le plagioclase et la paragonite (voir méthodes de correction pour les
diagrammes A'KF).
p. 59
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. VI
Pétrologie des roches métamorphiques
CHAITRE VI
VI.
NOMENCLATURE DES ROCHES METAMORPHIQUES
La nomenclature des roches métamorphiques est généralement simple et explicite.
Néanmoins, afin de pouvoir communiquer avec d'autres pétrologistes qui travaillent
dans le domaine du métamorphisme, il est nécessaire de définir des noms et des
expressions couramment utilisés et donc de passer brièvement en revue des principes
de nomenclature actuellement utilisés pour les roches métamorphiques.
A cet effet, Plusieurs critères fondamentaux sont conventionnellement utilisés pour
nommer les roches métamorphiques. Le nom de la roche métamorphique peut se baser
sur un seul critère comme il peut être composé de plusieurs :
VI.1 Nomenclature indiquant la structure
Les expressions qui
caractérisent
principalement
la structure des roches
métamorphiques sont souvent utilisées dans la racine des noms. Les roches
métamorphiques sont nommées principalement en utilisant des termes descriptifs en
relation avec leur structure. Les termes les plus importants sont :
Gneiss. Une roche métamorphique présentant une structure gneissique. Le terme
gneiss peut également être appliqué à des roches présentant une fabrique linéaire
dominante plutôt qu'une structure gneissique. Ce terme gneiss est presque
exclusivement utilisé pour les roches contenant un feldspath abondant (plus ou moins
quartz), mais peut également être utilisé dans des cas exceptionnels pour d'autres
compositions (par exemple gneiss composé de cordiérite-anthophyllite sans feldspath,
gneiss mafique…etc).
Schiste. Une roche métamorphique montrant une schistosité omniprésente bien
développée définie par l'orientation préférée d'abondants grains minéraux de
dimensions hétérogènes. Pour les roches riches en phyllosilicates, le terme schiste est
généralement réservé aux variétés à grains moyens à grossiers, tandis que les roches à
grains plus fins sont appelées sont appelées ardoises ou phyllites. Le terme schiste peut
p. 60
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. VI
Pétrologie des roches métamorphiques
également être utilisé pour les roches présentant une forte fabrique linéaire plutôt
qu'une structure schisteuse.
Phyllite / Ardoise. Roche à grains fins de faible métamorphisme présentant une
schistosité de pénétration parfaite résultant de l'arrangement parallèle de
phyllosilicates (ex micas). Les surfaces de schistosité présentent généralement un éclat
brillant.
Cornéenne. Une roche métamorphique dépourvue de schistosité, de structure
gneissique et de linéations minérales. Les cornéennes sont produites par
métamorphisme de contact des roches de composition pélitique. Elles peuvent
contenir des porphyroblastes de cordiérite et d’andalousite. Ces roches peuvent être
entièrement massives, mais parfois, montrent une structure parallèle héritée de la
roche sédimentaire originelle. Cependant, cette structure ne permet pas à la roche de
se débiter en fines plaquettes.
VI.2 Nomenclature indiquant le minéral le plus abondant
Quand il s’agit de roche métamorphique où un minéral constitue le pourcentage le plus
abondant (ex = 70%), le nom de la roche dérivera du nom de ce minéral en rajoutant
un suffixe ‘’ite’’. Exemples : le quartzite (> 85% quartz), Amphibolite (> 70%
Amphibole), pyroxénite (> 70% pyroxène), tourmalinite (> 70% tourmaline),
sanidinite (>70% sanidine). Il faut noter que certaines roches font l’exception de cette
règle, comme la calcite (minéral), la roche est calcaire ou cipolin (>85% calcite), la
dolomie (roche) formée par plus de 85% de la dolomite (minéral).
VI.3 Nomenclature indiquant les deux critères ensembles
La combinaison des deux critères précédents simultanément, à savoir la structure et le
minéral le plus abondant est plus significative et est couramment utilisée. Exemples :
le micaschiste (structure schisteuse + (≈70%) micas), séricitoschiste (structure en
feuillets + séricite ≥60%), chloritoschiste…etc.
p. 61
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. VI
Pétrologie des roches métamorphiques
VI.4 Nomenclature indiquant les minéraux accessoires
Certains minéraux dits ‘’accessoires’’, relativement, d’ailleurs, à leur protolithe
d’origine peuvent figurer dans le nom de la roche métamorphique, notons que le nom
du minéral accessoire se rattache à une racine formée par l’un des critères de
nomenclature (racine + à + nom du minéral accessoires). Exemples : schiste à
andalousite, gneiss à sillimanite, micaschiste à grenat…etc. Si la roche contient
plusieurs minéraux accessoires, on les cite par ordre croissant d’abondance séparés par
un trait d’union. Exemple : un micaschiste à staurotide – cordiérite (ici staurotide % >
cordiérite %).
VI.5 Noms spécifiques de roches métamorphiques
Ce sont des noms descriptifs et, généralement, non-génétiques. Cependant, certains
ont une signification pétrogénétique et peuvent être indicatifs des conditions du
métamorphisme. On cite ici les noms les plus fréquents :
Le préfixe « Ortho- et para ». Un préfixe indiquant, lorsqu'il est placé devant un
nom de roche métamorphique, que la roche est dérivée d'une roche ignée (ortho) ou
sédimentaire (para) respectivement (par exemple orthogneiss, paragneiss).
Le préfixe « méta » est généralement utilisé pour distinguer les roches
métamorphiques des autres types de roches (ex : métapélites, métabasites,
métasédiments, métavolcanites, …).
Le préfixe blasto, et le suffixe blaste. En général, le préfixe blasto indique les
reliques de la texture préexistante (ex : la texture blastoporphyrique provient par
métamorphisme de la texture porphyrique ignée), par contre, le suffixe blast indique
les textures nouvelles provoquées par recristallisation métamorphique (ex : la texture
porphyroblastique ressemble à une texture porphyrique ignée mais elle est acquise par
recristallisation métamorphique).
Marbre et cipolin. Une roche métamorphique composée principalement de calcite
et / ou de dolomite (ex : marbre dolomitique).
p. 62
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. VI
Pétrologie des roches métamorphiques
Roche calco-silicatée. Roche métamorphique qui, contient jusqu’à 50% de
carbonates, et est principalement composée de silicates calciques tels que l'épidote, la
zoisite, la vésuvianite, le diopside – hédenbergite, le grenat calcique (grossulaire –
andradite), la wollastonite, l'anorthite, la scapolite, la ca-amphibole. Ces roches
proviennent souvent par métamorphisme de contact et sont souvent désignées par le
terme ‘’skarns’’.
Charnokites. Sont des roches métamorphiques, décrites pour la première fois à
Tamil Nadu dans le sud de l'Inde et nommées d'après Job Charnock. Ces roches sont
composées de quartz bleu, K-feldspath, et typiquement l’orthopyroxène (ex :
hypersthène) et rutile. Les charnockites, montrant d’ailleurs une texture granitique,
sont anhydres formées par recristallisation à des pressions élevées et à des
températures modérément élevées. En Algérie les exemples de ces roches sont bien
exposés dans le Môle d’Ain Ouzzal, Hoggar occidental.
Migmatites.
Roche
composite
de
silicates,
trouvée
dans
les
terrains
métamorphiques de moyen à haute degré (roches caractéristiques pour la croûte
continentale moyenne et inférieure). Les migmatites sont composées de parties
sombres (mafiques) (mélanosome) et de parties claires (felsiques) (leucosome) en
association structurelle complexe. Les migmatites ne montrent pas une foliation
franche, ou cette dernière a été déformée suite à l’augmentation de la pression et de la
température.
Restite. Reste d'une roche, chimiquement appauvrie en certains éléments par rapport
à son protolithe. L'épuisement est le résultat de la fusion partielle de cette roche.
VI.6 Nomenclature indiquant le faciès métamorphique
Greenschistes. Ce sont des métabasites verdâtres à texture foliée et sont composés
de chlorite, épidote et actinote.
Bleuschistes. Ce sont des métabasites grisâtres à texture foliée. Ils dérivent leur nom
de la présence de l’amphibole sodique glaucophane.
Eclogites. Ce sont des métabasites composées de grenat et de clinopyroxène. Les
plagioclases sont pratiquement absents.
p. 63
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Chap. VI
Pétrologie des roches métamorphiques
Granulite. Roches caractéristiques de haute température ; elles sont caractérisées par
une série de composition différente ; depuis le pôle basique vers le pôle acide. Les
minéraux constitutifs sont équigranulaires et présentent une texture saccharoïde.
VI.7 Noms des roches à forte déformation
Le métamorphisme peut localement être associé à un degré extrêmement élevé de
déformation de la roche. Une forte déformation localisée dans les terrains
métamorphiques produit des roches montrant des structures distinctives. Certains
noms spéciaux largement utilisés pour les roches à haute déformation sont définis cidessous :
Mylonite. Roche produite par réduction mécanique de la taille des grains résultant
d'une déformation ductile et non cataclastique dans des zones localisées (zones de
cisaillement, zones de faille), entraînant le développement d'une foliation pénétrative
à petite échelle, et souvent avec un étirement minéral suivant une linéation.
Ultramylonite. Une mylonite dans laquelle la plupart des mégacristaux ou
fragments lithiques ont été éliminés (matrice à grains fins > 90 %).
Blastomylonite (mylonite oeillée). Mylonite contenant de gros cristaux ou
fragments lithiques distinctifs autour desquels est enroulée une bande à grains fins.
Cataclasite. Une roche de haute pression qui a subi un métamorphisme cataclasique
Brèche de faille. Cataclasite à structure de type brèche formée dans une zone de
faille.
Pseudotachylite. Roche d'aspect vitreux à grains ultrafins, semblable à un silex, se
présentant sous forme de minces veines, d’une matrice de pseudo-conglomérats ou de
pseudo-brèches, qui colmate les fractures dans les roches encaissantes.
…Fin…
p. 64
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Pétrologie des roches métamorphiques
** Principales Références Bibliographiques **
•
Livres et articles
Aubouin J., Brousse, R., Lehman, J.-P. (1968). Précis de géologie. Tome 1 :
pétrologie. Dunod. 712 pages.
Baker, A.-J. (1998). Introduction to Metamorphic Textures and Microstructures.
Second edition. Stanley Thornes (Publishers) Ltd. ISBN 978-1-4615-7293-0 ISBN
978-1-4615-7291-6 (eBook) DOI10.1007/978-1-4615-7291-6.
Beaux, J.-F., Platevoet, B., and Fogelgesang, J.-F. (2012). Atlas de Pétrologie.
Dunod, 144 pages.
Busher, K., and Grapes, G. (2011). Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Book
edited by Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2011. SBN 978-3-540-74168-8 e-ISBN
978-3-540-74169-5. DOI 10.1007/978-3-540-74169-5. Springer Heidelberg Dordrecht
London New York.
Coombs, D.-S. (1961). Some recent work on the lower grades of metamorphism.
Australian J. Sci. 24, 203-15.
Eskola, P. (1915). On the relations between the chemical and mineralogical
composition in the metamorphic rocks of the Orijarvi region. Bull Comm Geol Fin
44:109–143.
Eskola, P. (1920). The mineral facies of rocks. Norges. Geologisk Tiddskrift, 6, 143194.
Eskola, P. (1939). in barth. correns. eskola: Die Entstehung der Gesteine. Berlin. p.
339.
Hoinkes, G., Hauzenberger, C.A., and Schmid, R. (2014). Classification,
Nomenclature, and Formation of metamorphic rocks, University of Graz, Graz,
Austria, ETH-centre, Zurich, Switzerland, ã 2014 Elsevier Inc.
Kuriyagawa, S. (1965). Lower grade metamorphism in the eastern Akaishi
Mountains, central Japan (in Japanese with English abstract). Tokyo.Univ.
Earthquake Res. Inst. Bull. 43,209-35.
MacKenzie, W.-S., Adams, A.- E., and Michel, J.-P. (2005). Initiation à la
Pétrographie. Dunod, 192 pages.
Miyashiro, A. (1971). Pressure and temperature conditions and tectonic significance
of regional and ocean floor metamorphism. Tectonophysics 13:141–159.
Miyashiro, A. (1973). Metamorphism and metamorphic belts. Allen & Unwin,
London, 492 pp.
p. 65
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020
Pétrologie des roches métamorphiques
Miyashiro, A. (1973). Metamorphism And Metamorphic Belts. Book. ISBN-13: 9780-04-550026-0. DOl: 10.1007/ 978-94-011-6836-6. e-ISBN-13: 978-94-011-6836-6.
Original Japanese language edition published by Iwanami Shoten, Publishers, Tokyo
Henseigan To Henseita © Akiho Miyashiro, 1965.
Pons, J.-C. (2002). La pétro sans peine 2 : minéraux et roches métamorphiques.
CRDP de l’académie de Grenoble. 240 pages.
Read, H. H., and Watson, J. (1962). Introduction to geology, Vol. 1, Principles:
Macmillan & Co Ltd., 693 p., London.
Thompson, J.-B., Jr. (1957). The graphical analysis of mineral assemblages in
pelitic schists. Am. Mineral. 42, 842-858.
Tilley, C.-E. (1924). The facies classification of metamorphic rocks. Geol Mag
61:167–171 Todd CS (1998) Limits on the precision of geobarometry at low grossular
and anorthite content. Am Mineralog 83:1161–1167.
Tuttle, O.-F. and Bowen, N.-L. (1958). Origin of granite in the light of
experimental studies in the system NaAlSi3O8-KAlSi3O8-Si02-H20. Mem. Geol. Soc.
Am. 74.
Utada, M. (1965). Zonal distribution of authigenic zeolites in the Tertiary pyroclastic
rocks in Mogami district, Yamagata Prefecture. Tokyo Univ. Coll. Gen. Educ. Sci. Paper
15, 173-216.
Wenk, E., and Keller, F. (1969). Isograde in Amphibolitserien der Zentralalpen.
Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 49, 157-98.
Wilson, J. T. (1966). Did the Atlantic close and then re-open? Nature, Land. 211,
676-81.
Winkler, H. G. F. (1979). Petrogenesis Of Metamorphic Rocks. Revised Second
EditionSpringer-Verlag New York Inc_ Library of Congress Catalog Card Number 6728351. ISBN 978-3-540-04023-1 ISBN 978-3-662-00866-9 (eBook). DOI
10.1007/978-3-662-00866-9.
•
Web-sites
-
http://eduterre.enslyon.fr
-
http://christian.nicollet.free.fr
-
https://www.britannica.com
-
http://www.alexstrekeisen.it
-
https://www.academia.edu
p. 66
Mr. Lekoui A/Malek. Univ. M.S.B – Jijel. 2020