Le résultat du métamorphisme dépend de la pression, de la température et de l’abondance du fluide impliqué, et il existe de nombreux contextes avec des combinaisons uniques de ces facteurs. Certains types de métamorphisme sont caractéristiques de cadres spécifiques de la tectonique des plaques, mais d’autres ne le sont pas.
Le métamorphisme funéraire se produit lorsque les sédiments sont enterrés assez profondément pour que la chaleur et la pression provoquent un début de recristallisation des minéraux et la croissance de nouveaux minéraux, mais ne laisse pas la roche avec un aspect foliacé. En ce qui concerne les processus métamorphiques, le métamorphisme d’enfouissement se produit à des températures (jusqu’à ~300 °C) et des pressions (à des centaines de mètres de profondeur) relativement basses. Pour un œil non averti, les changements métamorphiques peuvent ne pas être du tout apparents. Comparez la roche connue commercialement sous le nom de granite d’or de Black Marinace (figure 10.24) – mais qui est en fait un métaconglomérat – avec le métaconglomérat de la figure 10.10. Le métaconglomérat formé par métamorphisme d’enfouissement ne présente aucune des foliations qui se sont développées dans le métaconglomérat de la figure 10.10.
Une remarque sur les noms commerciaux des roches
Les noms donnés aux roches qui sont vendues comme matériaux de construction, notamment pour les comptoirs, peuvent ne pas refléter le type de roche réel. Il est courant d’utiliser les termes granit et marbre pour décrire des roches qui n’en sont pas. Bien que ces termes ne fournissent pas toujours des informations précises sur le type de roche, ils permettent généralement de distinguer la roche naturelle des matériaux synthétiques. Un exemple de matériau synthétique est celui que l’on appelle quartz, qui comprend des cristaux de quartz broyés ainsi que de la résine. S’il vous arrive d’être sur le marché pour des comptoirs en pierre et que vous êtes soucieux d’obtenir un produit naturel, il est préférable de poser beaucoup de questions.
Métamorphisme régional
Le métamorphisme régional fait référence au métamorphisme à grande échelle, comme ce qui arrive à la croûte continentale le long des marges tectoniques convergentes (là où les plaques entrent en collision). Les collisions entraînent la formation de longues chaînes de montagnes, comme celles qui longent la côte ouest de l’Amérique du Nord. La force de la collision fait que les roches sont pliées, brisées et empilées les unes sur les autres, ce qui entraîne non seulement la force de compression due à la collision, mais aussi le poids des roches empilées. Plus les roches sont profondes dans la pile, plus les pressions et les températures sont élevées et plus le degré de métamorphisme est important. Les roches qui se forment à partir du métamorphisme régional sont susceptibles d’être foliacées en raison de la forte pression directionnelle des plaques convergentes.
La chaîne de l’Himalaya est un exemple d’endroit où le métamorphisme régional se produit parce que deux continents entrent en collision (figure 10.25). Les roches sédimentaires ont été à la fois poussées à de grandes hauteurs – près de 9 km au-dessus du niveau de la mer – et également enfouies à de grandes profondeurs. Si l’on considère que le gradient géothermique normal (le taux d’augmentation de la température en fonction de la profondeur) est d’environ 30°C par kilomètre dans la croûte, la roche enfouie à 9 km sous le niveau de la mer dans cette situation pourrait se trouver à près de 18 km sous la surface du sol, et il est raisonnable de s’attendre à des températures allant jusqu’à 500°C. Remarquez la séquence de roches qui en découle, en commençant par l’ardoise plus haut, où les pressions et les températures sont plus faibles, et en terminant par la migmatite au fond, où les températures sont si élevées que certains des minéraux commencent à fondre. Ces roches sont toutes foliacées en raison de la forte force de compression des plaques convergentes.
Métamorphisme (hydrothermal) de la faîtière
Au niveau d’une dorsale océanique, la croûte océanique récemment formée de gabbro et de basalte s’éloigne lentement de la limite de la plaque (figure 10.26). L’eau contenue dans la croûte est forcée de monter dans la zone proche de la source de chaleur volcanique, attirant davantage d’eau plus loin. Cela finit par créer un système convectif où l’eau de mer froide est attirée dans la croûte, chauffée à 200 °C à 300 °C lorsqu’elle traverse la croûte, puis relâchée à nouveau sur le plancher océanique près de la dorsale.
Le passage de cette eau à travers la croûte océanique à ces températures favorise les réactions métamorphiques qui changent les minéraux olivine et pyroxène d’origine de la roche en chlorite ((Mg5Al)(AlSi3)O10(OH)8) et en serpentine ((Mg, Fe)3Si2O5(OH)4). La chlorite et la serpentine sont toutes deux des minéraux hydratés, contenant de l’eau sous forme de OH dans leurs structures cristallines. Lorsque la croûte océanique métamorphosée est ensuite subduite, la chlorite et la serpentine sont transformées en nouveaux minéraux non hydratés (par ex, grenat et pyroxène) et l’eau libérée migre dans le manteau sus-jacent, où elle contribue à la fusion.
Le métamorphisme de bas grade qui se produit à ces pressions et températures relativement basses peut transformer les roches ignées mafiques de la croûte océanique en greenstone (figure 10.27), une roche métamorphique non foliacée.
Métamorphisme des zones de subduction
Dans les zones de subduction, où la lithosphère océanique est forcée de descendre dans le manteau chaud, il existe une combinaison unique de températures relativement basses et de pressions très élevées. Les pressions élevées sont à prévoir, étant donné la force de collision entre les plaques tectoniques, et l’augmentation de la pression lithostatique lorsque la dalle en subduction est forcée de s’enfoncer de plus en plus profondément dans le manteau. Les températures plus basses existent parce que, même si le manteau est très chaud, la lithosphère océanique est relativement froide et constitue un mauvais conducteur de chaleur. Cela signifie qu’elle met beaucoup de temps à se réchauffer et peut être plus froide de plusieurs centaines de degrés que le manteau environnant. Dans la figure 10.28, remarquez que les isothermes (lignes de température égale, en pointillés) plongent profondément dans le manteau en même temps que la dalle en subduction, ce qui montre que des régions de température relativement basse existent plus profondément dans le manteau.
Un type particulier de métamorphisme se produit dans ces conditions de très haute pression mais de température relativement basse, produisant un minéral amphibole connu sous le nom de glaucophane (Na2(Mg3Al2)Si8O22(OH)2). Le glaucophane est bleu et constitue le principal composant d’une roche connue sous le nom de blueschiste. Si vous n’avez jamais vu ou même entendu parler du blueschiste, ce n’est pas surprenant. Ce qui est surprenant, c’est que quelqu’un l’ait vu ! La plupart du blueschiste qui se forme dans les zones de subduction continue à être subducté. Elle se transforme en éclogite à environ 35 km de profondeur, puis finit par s’enfoncer profondément dans le manteau, pour ne plus jamais être vue. Dans quelques endroits du monde seulement, le processus de subduction a été interrompu et le blueschiste partiellement subducté est revenu à la surface. L’un de ces endroits est la région de San Francisco. Le blueschiste à cet endroit fait partie d’un ensemble de roches connu sous le nom de complexe franciscain (figure 10.29).
Métamorphisme de contact
Le métamorphisme de contact se produit lorsqu’un corps de magma fait intrusion dans la partie supérieure de la croûte. La chaleur est importante dans le métamorphisme de contact, mais la pression n’est pas un facteur clé, de sorte que le métamorphisme de contact produit des roches métamorphiques non foliées comme la cornéenne, le marbre et le quartzite.
Tout type de corps magmatique peut conduire au métamorphisme de contact, d’un mince dyke à un grand stock. Le type et l’intensité du métamorphisme, ainsi que la largeur de l’auréole métamorphique qui se développe autour du corps magmatique, dépendent d’un certain nombre de facteurs, dont le type de roche mère, la température du corps intrusif, la taille du corps et les composés volatils qu’il contient (figure 10.30). Une grande intrusion contiendra plus d’énergie thermique et se refroidira beaucoup plus lentement qu’une petite, et fournira donc plus de temps et de chaleur pour le métamorphisme. La chaleur pourra ainsi s’étendre plus loin dans la roche mère, créant une auréole plus importante. Les volatiles peuvent se dissoudre à partir de la masse fondue intruse et se déplacer dans la roche mère, facilitant le chauffage et transportant les constituants chimiques de la masse fondue dans la roche. Ainsi, les auréoles qui se forment autour des intrusions » humides » ont tendance à être plus grandes que celles qui se forment autour de leurs homologues secs.
Les auréoles métamorphiques de contact sont généralement assez petites, de quelques centimètres autour de petits dykes et filons-couches, jusqu’à 100 m autour d’un grand stock. Le métamorphisme de contact peut se dérouler sur une large gamme de températures – d’environ 300 °C à plus de 800 °C. Différents minéraux se formeront en fonction de la température exacte et de la nature de la roche mère.
Bien que les corps magmatiques puissent se former dans une variété de contextes, un endroit où le magma est produit en abondance, et où le métamorphisme de contact peut avoir lieu, est le long des frontières convergentes avec les zones de subduction, où les arcs volcaniques se forment (figure 10.31). Le métamorphisme régional se produit également dans ce contexte et, en raison de la chaleur supplémentaire associée à l’activité magmatique, le gradient géothermique est généralement plus élevé dans ces environnements (entre ~40 et 50 °C/km). Dans ces conditions, des grades plus élevés de métamorphisme peuvent avoir lieu plus près de la surface que ce n’est le cas dans d’autres zones.
Métamorphisme de choc
Lorsque des objets extraterrestres frappent la Terre, il en résulte une onde de choc. Là où l’objet frappe, les pressions et les températures deviennent très élevées en une fraction de seconde. Un impact « doux » peut frapper avec 40 GPa et élever les températures jusqu’à 500 °C. Les pressions dans le manteau inférieur commencent à 24 GPa (GigaPascals) et montent jusqu’à 136 GPa à la limite noyau-manteau, de sorte que l’impact revient à plonger la roche profondément dans le manteau et à la relâcher en quelques secondes. Le changement soudain associé au métamorphisme de choc le rend très différent des autres types de métamorphisme qui peuvent se développer sur des centaines de millions d’années, commençant et s’arrêtant au fur et à mesure que les conditions tectoniques changent.
Deux caractéristiques du métamorphisme de choc sont le quartz choqué, et les cônes d’éclatement. Le quartz choqué (figure 10.32 à gauche) désigne les cristaux de quartz qui présentent des dommages sous forme de lignes parallèles dans tout le cristal. Le cristal de quartz de la figure 10.32 présente deux ensembles de ces lignes. Les lignes sont de petites quantités de matériau vitreux à l’intérieur du quartz, formées par la fusion et la resolidification presque instantanées lorsque le cristal a été frappé par une onde de choc. Les cônes d’éclats sont des fractures en forme de cône dans les roches, également le résultat d’une onde de choc (figure 10.32, à droite). Les fractures sont imbriquées les unes dans les autres comme une pile de cônes de glace.
Métamorphisme dynamique
Le métamorphisme dynamique est le résultat d’une contrainte de cisaillement très élevée, telle qu’elle se produit le long des zones de faille. Le métamorphisme dynamique se produit à des températures relativement basses par rapport aux autres types de métamorphisme, et consiste principalement en des changements physiques qui se produisent dans une roche soumise à une contrainte de cisaillement. Il affecte une région étroite près de la faille, et les roches voisines peuvent sembler non affectées.
À des pressions et des températures plus basses, le métamorphisme dynamique aura pour effet de briser et de broyer la roche, créant des roches cataclastiques telles que la brèche de faille (figure 10.33). À des pressions et des températures plus élevées, les grains et les cristaux de la roche peuvent se déformer sans se briser en morceaux (figure 10.34, à gauche). Le résultat d’un métamorphisme dynamique prolongé dans ces conditions est une roche appelée mylonite, dans laquelle les cristaux ont été étirés en minces rubans (figure 10.34, à droite).
