LES ROCHES METAMORPHIQUES

      I.     Les roches cristallophylliennes ou métamorphiques

 Les roches métamorphiques se forment par transformation à l’état solide de roches préexistantes sédimentaires, magmatiques, ou déjà métamorphiques, à la suite de changements physico-chimiques du milieu où elles se trouvent, sous l’influence de facteurs endogènes, à savoir :

–           les hautes pressions ;

–           les tensions élevées ;

–           la haute température

–           et éventuellement l’apport de solutions alcalines chaudes.

Elles se distinguent des deux autres familles de roches par des caractères minéralogiques et structuraux dus à une recristallisation avec ou sans apport magmatique et dans lesquelles se sont formés de nouveaux minéraux, sous l’influence de divers facteurs auxquelles elles ont été soumises dans la profondeur de l’écorce terrestre

Les roches métamorphiques sont caractérisées par leur cristallinité qui rappelle celle des roches magmatiques et leur structure zonaire ou foliation qui rappelle la stratification des roches sédimentaires.

La structure zonaire ou foliation est marquée par l’alternance de minces couches de composition minéralogiques différente, par exemple des couches quartzo-feldspathiques, alternant avec des couches micacées (gneiss).

On pense que la foliation de roches plus fortement recristallisées résulte de déformations internes très considérables comparables à un laminage que ces roches ont subi par suite de tensions tectoniques régnant dans l’écorce terrestre.

Les roches métamorphiques montrent souvent d’ailleurs des plissements résultant de cette même déformation.

Les roches métamorphiques sont des roches cristallines, comme les roches éruptives, mais dont les éléments sont disposés en lits comme des roches sédimentaires. Les types principaux de ces roches sont le micaschiste et le gneiss.

Le micaschiste est une roche finement feuilletée qui se débite en lamelles très minces. Elle est formée de quartz et de mica.

Le gneiss est une roche grenue qui a la même composition que le granite, mais alors que les cristaux du granite sont disposés dans un ordre quelconque, ceux du gneiss sont orientés ; les paillettes de mica en particulier, sont concentrées en lits donnant à la roche une cassure gris clair zébrée de bandes sombres tout à fait caractéristiques.

On a cru longtemps que les roches cristallophylliennes représentaient les premiers sédiments formés à la surface du globe. On les considérait alors comme immédiatement postérieures au « granite fondamental » et les classait automatiquement dans l’Archéen le plus ancien des terrains sédimentaires connus. Cette théorie est aujourd’hui complètement abandonnée. De même qu’il a été établi qu’il existe des roches éruptives de tous âges, il y a des roches métamorphiques de tous âges. En outre, ces roches ne sont pas sédimentaires mais résultent de la transformation d’autres roches sédimentaires ou éruptives sous l’action de phénomènes chimiques, thermique ou mécaniques.

Les roches qui résultent de la transformation des roches sédimentaires sont dites paramétamorphiques. Dans les grands bassins de sédimentation marine, les géosynclinaux, s’accumulent des épaisseurs énormes de matériaux, argileux en particulier. Sous l’effet du poids de ces matériaux, la croûte terrestre se déprime de plus en plus vers le bas au fur et à mesure de leur accumulation : ainsi, ces derniers se trouvent d’abord comprimés, puis finalement portés à de très hautes températures et soumis à l’action chimique d’agents minéralisateurs.

Pratiquement, il existe tous les intermédiaires entre une argile non schisteuse et un micaschiste, ainsi les schistes ardoisiers sont simplement une forme d’argile à métamorphisme peu accentué.

Les roches cristallophyliennes qui résultent de la transformation de roches éruptives sont dites orthométamorphiques. Ces dernières se produisent quant des roches éruptives consolidées sont portées postérieurement à leur éruption, à de grandes profondeurs par suite des mouvements de l’écorce terrestre, puis soumises à des actions thermiques puissantes ou même à de nouvelles actions chimiques.

Enfin, il existe une autre catégorie de roches métamorphiques, les roches écrasées sous l’action de pressions considérables que subissent certaines parties de la croûte terrestre au cours de la formation des chaînes de montagnes, certaines roches sont broyées, laminées ; grâce à ces phénomènes de dynamo-métamorphisme, des granites peuvent prendre un aspect qui à l’œil, est très voisin de celui d’un gneiss produit par un métamorphisme général suivant le processus indiqué précédemment.

 

   II.     COMPOSITION MINERALOGIQUE

 1.     Principaux minéraux des roches métamorphiques

 Provenant de la transformation de roches sédimentaires et de roches magmatiques, les roches métamorphiques présentent  des associations de minéraux participant des unes et des autres.

On y trouve :

–        les minéraux essentiels des roches magmatiques :

• du quartz (SiO2)

• des feldspaths (orthose, microcline, plagioclases)

• des micas (muscovite, biotite, phlogopite)

• des amphiboles

• des pyroxènes

• des péridots (olivine)

–        des minéraux propres aux roches sédimentaires :

• la calcite

• la dolomie

• la silice

• les oxydes de fer

• le carbone

–        des minéraux communs aux roches endogènes et exogènes :

–       les uns très stables, appelés minéraux accessoires :

• sphène

• topaze

• zircon

• tourmaline

• corindon

–        les autres, rencontrés lors de l’altération des roches magmatiques, mais pouvant exister à l’état primaire dans les roches métamorphiques :

• chlorite

• séricite

• épidote

• zoïsite

• saussurite

• amiante

• talc

• serpentine

–        des espèces minérales apparues lors du métamorphisme qui permettent de repérer les conditions de transformation :

• andalousite

• sillimanite

• disthène

• cordiérite

• staurotide

dans les roches silicatées et argileuses

• grenat

• dipyre

• wollastonite

• forstérite

dans les roches siliceuses, calcaires et magnésiennes.

 

 III.     COMPOSITION CHIMIQUE

 La composition chimique des roches métamorphiques varie entre des limites aussi larges que celles des roches sédimentaires dont elles proviennent. On y trouve :

–        des roches purement siliceuses → les quartzites

–        des roches purement calcaires → les marbres

Les roches magmatiques peuvent également donner naissance à des roches métamorphiques dont la composition globale est assez voisine de celle de l’argile ou de la marne.

Parfois, il y a apport d’alcalis qui transforme un micaschiste en un gneiss. Cette feldspathisation des roches est appelée migmatisation (du grec, migma = mélange).

La migmatisation a pour effet de rapprocher la composition chimique des schistes cristallins de celle des granites.

 Les fluides interstitiels jouent également un rôle important dans le métamorphisme, car :

  • ils sont un vecteur de chaleur ;
  • ils sont un vecteur de matière ;
  • ils diminuent le point de fusion des roches qui peuvent atteindre plus tôt l’état fondu (anatexie).

Ainsi, dans la réaction, (muscovite + quartz → feldspath potassique + andalousite + H2O), on constate une déshydratation de la roche lors de la recristallisation de ses éléments minéraux.

 

  IV.      STRUCRURE ET TEXTURE DES ROCHES METAMORPHIQUES

 1.        Structure

Rappelons que la formation et l’accroissement des minéraux  d’une roche métamorphique ont lieu en milieu solide. Les minéraux néoformés remplacent graduellement ceux qui constituaient la roche initiale avant que soient atteintes les conditions de pression et de température provoquant l’instabilité de l’association minérale originelle et le début des réactions métamorphiques.

Les structures des roches métamorphiques sont donc le fruit de la « germination »  de nouveaux cristaux, d’où le nom de structures cristalloblastiques (du grec blastein, bourgeonner) que leur a donné Becke en 1903.

A la différence des roches magmatiques, où la cristallisation se produit dans un ordre bien défini et durant un temps relativement long, dans les roches métamorphiques, la croissance des différents minéraux qui constituent l’association minéralogique stable dans les nouvelles conditions T/P, se fait simultanément.

Parmi les structures cristalloblastiques on a défini :

  •  La structure granoblastique (du latin granum, grain) : elle est assez semblable à la structure grenue holocristalline des roches magmatiques. Dans leur ensemble, les minéraux sont de taille voisine et sans orientation préférentielle. Elle caractérise les cornéennes, roches du métamorphisme de contact.

Fig. 1 –  Structure granoblastique.

Vue en lame mince, en lumière polarisée analysée – fp : feldspath potassique (microcline) – mi : mica – pl : plagioclase – q : quartz (d’après Jung).

  •  La structure diablastique (du grec dia, à travers) : lorsque les cristaux des différents minéraux s’interpénètrent irrégulièrement, on parle d’une structure diablastique.
  •  La structure myrmékitique (du grec murmêkitês, qui porte des traces de fourmi) : voisine de la précédente, elle consiste en petits cristaux de feldspaths (plagioclase) contenant de fins vermicules de quartz à disposition buissonnante. On la rencontre surtout dans les roches gneissiques et dans les roches magmatiques granitoïdes.

Fig. 2 – Structure myrmékitique

Vue en lame mince en lumière polarisée analysée. Au centre, vermicules de quartz (clairs) dans un feldspath (en noir) – pl : plagioclase – q : quartz (d’après photographie in M. Roubault).

  •  La structure lépidoblastique (du grec lepidos, écaille) : caractérise les roches formées par des cristaux lamellaires (micas, chlorite) en quantité notable, disposées parallèlement les uns aux autres et dont la direction générale est celle du plan de schistosité ou de foliation.

Fig. 3 – Structure lépidoblastique

Vue en lame mince. Mib : mica blanc – min : mica noir (d’après J. Jung).

  •  La structure nématoblastique (du grec nematos, fil) : s’applique aux roches montrant des minéraux en aiguilles, cristaux aciculaires sensiblement parallèles entre eux. Ce type de structure, comme la précédente se rencontrent fréquemment dans les roches du métamorphisme régional.
  •  La structure kélyphytique (du grec keluphos, écorce) : est déterminée par le développement d’un minéral ou d’un agrégat de minéraux à la périphérie des cristaux d’une autre espèces minéralogique ; qui est ainsi partiellement remplacée. Cette kélyphitisation affecte des pyroxènes, amphiboles, spinelles et surtout grenats.
  • La structure porphyroblastique (du grec porphyra, pourpre) : analogue par son aspect à la structure porphyrique des roches magmatiques, c’est-à-dire que des porphyroblastes ou phénoblastes (équivalent pour les roches métamorphiques des phénocristaux) sont enchâssés dans une matrice de cristaux plus fins.

Fig. 4 – Structure porphyroblastique

Chlorito-schiste vu en lame mince. Am : porphyroblaste d’amphibole (actinote) – ch : chlorite donnant un feutrage lépidoblastique – q : quartz (d’après J. Jung).

  •  La structure poeciloblaste (du grec poikilos, varié) : dans ce type de structure, les phénoblastes contiennent des inclusions de cristaux plus petits.

Fig. 5 – Structure poecilitique

Dolérite vue en lame mince en lumière polarisée analysée – pl : plagioclase – pr : pyroxène (augite) (d’après J. Jung).

  •  La structure hélicitique : même structure que la précédente mais dans laquelle les phénoblastes ont subit une rotation progressive durant leur croissance, provoquent des traînées d’inclusions aux lignes sinueuses.

Fig. 6 – Structure hélicitique

Vue en lame mince d’un michaschiste – fp : feldspath potassique rare – gr : grenat hélicitique (inclusion en noir) – mi : mica – q : quartz (d’après J. Jung).

 

2.        Texture

 Les textures des roches métamorphiques sont déterminées par la disposition de l’ensemble des minéraux qui les composent. Lorsque l’on examine un échantillon d’une roche métamorphique on remarque en général une orientation des différents minéraux selon une disposition en feuillets (cristallophyllien).

Le métamorphisme de contact ne produit pas de textures particulières car les minéraux, souvent de grain fin, n’ont pas d’orientation préférentielle, et l’association minéralogique est habituellement uniforme, sans concentration de minéraux particuliers dans des niveaux distincts. La seule exception est :

  •  La texture tachetée  de certains argiloschistes et phyllades, métamorphisés ultérieurement par une légère augmentation de température  produite par une intrusion magmatique qui a induit les premières réactions métamorphiques en quelques endroits seulement de la roche qui se distinguent par de petites taches de couleurs différentes.

 Les roches soumises au métamorphise régional présentent, quand à elles, des textures caractéristiques provoquées essentiellement par la pression orientée d’origine tectonique. On peut distinguer :

  •  La texture schisteuse qui est la plus fréquente. Elle est déterminée par un feuilletage plus ou moins serré (plans de schistosité) dû à des contraintes tectoniques. Emile Haug donne la définition suivante de la schistosité (de schizein, diviser) : « la division des roches en feuillets minces suivant des plans qui ne coïncident pas avec les plans de stratification ». La schistosité se développe d’autant mieux que les grains sont plus fins. A ne pas confondre avec la texture tabulaire qui affecte certaines roches magmatiques.

Fig. 7 – Texture schisteuse

Vue en lame mince d’un schiste, montrant des lits très minces à séricite et chlorite et petits grains détritiques ; la schistosité marquée par l’orientation des minéraux micacés, est légèrement replissée (d’après J. Jung).

  •  La texture cataclastique (du grec klastein, briser)caractérise de nombreux gneiss. Elle consiste en la fracturation des grains cristallins produite par des déformations tectoniques ultérieures.
  •  La texture linéaire s’applique lorsque les roches sont presque entièrement formées de minéraux tous allongés suivant une même direction, parallèlement à leur grand axe (cas des amphibolites).
  •  La texture foliée. La foliation s’applique uniquement aux roches crystallophyliennes. Rappelons qu’elle consiste en la séparation des minéraux en deux groupes qui forment des bandes alternantes parallèles.
  •  La texture gneissique est caractéristique des gneiss, où elle se traduit par une alternance de niveaux biotitique (micas) et de niveaux quartzo-feldsphatiques.

Fig. 8 – Texture gneissique

Vue en lame mince d’un gneiss fin – fp : feldspath potassique – mi : micas blancs et noirs – q : quartz granoblastique (d’après J. Jung).

  •  La texture oeillée, lorsque certains minéraux, ou groupements de minéraux (quartz, feldspaths, grenats) forment des nodules alignés, généralement clairs, pouvant atteindre 1 à 5 cm de diamètre (gneiss oeillé). Si les nodules s’allongent en amande on parle de texture amygdalaire ou glandulaire.

Fig. 9 – Texture oeillée

Echantillon d’un gneiss oeillé : foliation marquée par d’abondants micas noirs, et yeux blancs quartzo-feldspathiques.

  •  La texture migmatitique. Sous cette forme on peut réunir les principales caractéristiques macroscopiques d’un groupe de roches, les migmatites, constituées d’un matériel granitoïde et d’un matériel métamorphique sous des formes diverses.
  •  La texture rhéomorphique est assez fréquente dans les migmatites et dans d’autres roches formées à haute température. Elle est caractérisée par la déformation en petits plis serrés et irréguliers de bandes de composition minéralogiques différentes.

Fig. 10 – Texture rhéomorphique

Coupe polie de migmatite caractérisée par l’aspect fluidal des replis affectant les lits de granitoïde et due à un début de fusion des roches (D. Fernandez).

    V.     CLASSIFICATION

La classification des roches métamorphiques est très complexe car leur aspect et leur constitution sont étroitement tributaires de deux facteurs très importants :

–        la nature de la roche transformée dont il faut tenir compte des caractéristiques ;

–        la situation de la roche dans une série métamorphisée qui présente différents degrés définis par les conditions de température et de pression.

1.     Classification selon les faciès minéraux

 Un faciès minéral est défini par l’association de certains minéraux (la paragenèse) caractérisant le chimisme d’une roche et le degré de métamorphisme qu’elle a subi. Les mêmes associations minérales correspondant aux mêmes états d’équilibre se retrouveront dans des conditions analogues. C’est en partant de ces données physico-chimiques que le pétrographe finlandais P. Eskola a définit la notion de faciès minéral (1921).

La classification actuellement en vigueur, basée sur les travaux de P. Eskola, est la classification en faciès métamorphiques. L’étude expérimentale a permis de délimiter plus ou moins bien les champs de T et P où un minéral est stable, et de déterminer, lorsque T et/ou P varient, les réactions chimiques, avec apparition de nouveaux minéraux.. La figure ci-dessous (fig. 11) reprend ces différents champs.

Fig. 11 – Champs des principaux faciès minéraux du métamorphisme

On fait une distinction entre les faciès rencontrés dans les roches du métamorphisme de contact et les roches du métamorphisme régional.

1.     Faciès des roches du métamorphisme de contact

Les roches du métamorphisme de contact ont une structure granoblastique et sont privées de schistosité. Elles sont généralement très dures et à grain fin. Les espèces minéralogiques stables sont absentes ou très rares. En effet, le facteur principal de ce type de métamorphisme est l’augmentation de température qui provoque un déséquilibre des minéraux.

Pour ces roches, on distingue 4 faciès métamorphiques correspondant à la température de leur formation.

  • Faciès des cornéennes à albite et épidote (300-500° C) : ce faciès est typique des zones extérieures des auréoles de contact. Par suite des faibles températures auxquelles elles sont soumises, les roches ne recristallisent pas complètement et conservent des minéraux reliques, instables, présents dans la roche avant métamorphisme.
  • Faciès des cornéennes à hornblende (500-670° C) : se formant à des températures plus élevées, ce faciès se rencontre plus près du contact avec la roche intrusive.
  • Faciès des cornéennes à pyroxène (670-775° C) : on le rencontre dans les zones les plus proches du contact. Les roches sont complètement recristallisées.
  • Faciès des sanidites (775-900° C), avec feldspaths sanidine et albite : les roches appartenant à ce faciès se rencontrent très rarement, au contact avec des roches intrusives basiques de très haute température ou dans des xénolites contenus dans les laves.

2.     Faciès des roches du métamorphisme régional

Les roches du métamorphisme régional sont caractérisées par leur texture schisteuse, anisotrope, due à l’influence des pressions orientées. Présentant une grande variété, leur classement est malaisé. Basée sur les faciès métamorphique d’Eskola, elle groupe les roches, quelles que soient leur origine et leur composition chimique, en différents faciès caractérisés par des associations minérales reconnaissable au microscope et formées dans des conditions particulières de T et P. On distingue :

  • Faciès à zéolites : les roches présentant ce faciès sont le produit de réactions métamorphiques ayant lieu à des températures d’environ 300° C et à des pressions voisines de 3.000 bars avec formation de différents minéraux où prédominent les zéolites. Ce faciès représente une transition entre la diagenèse des sédiments et le métamorphisme.
  • Faciès à pehnite et à pumpelyite : ce formant à des températures légèrement supérieures à celles du faciès précédents, les zéolites ne sont plus stables et se recombinent pour former un minéral hydraté (pumpellyite), accompagné de quartz, d’albite et parfois d’épidote.
  • Faciès des schistes verts : à des températures supérieures à 400° C, les minéraux des roches des faciès précédents ne sont plus stables et se décomposent en prenant part à des réactions métamorphiques. Les schistes verts sont caractérisés par la présence de minéraux de couleur verte tels que l’épidote, l’actinote, le chlorite.
  • Faciès des schistes à glaucophane – lawsonite : les températures régnant durant la formation des schistes à glaucophane sont inférieures ou semblables à celles donnant naissance aux schistes verts (300-500° C). Lorsque les pressions s’élèvent (10.000 bars), apparaît la jadéite associée au quartz.
  • Faciès des amphibolites : les conditions de formation correspondent à des températures de 500-750° C et des pressions de 4.000-7.000 bars. Ce faciès est caractérisé par la présence d’hornblende verte, avec épidote et albite dans le bas de la zone ou avec plagioclase plus basique dans la zone supérieure. Les micas sont stables et c’est la zone de P-T où se situe le point triple des silicates d’alumine (andalousite, sillimanite, disthène) (voir fig. 11). Les roches caractéristiques sont les amphibolites, les gneiss, les micaschistes, certains marbres.
  • Faciès des granulites : les granulites se forment à des températures et pressions très élevées (750-1.000° C et 4.000-12.000 bars), atteignant le domaine de l’anatexie. Ce faciès se caractérise par la disparition des micas (biotite et muscovite) en présence de quartz, avec orthopyroxène, plagioclase basique et grenat.
  • Faciès des éclogites : les éclogites se forment à des températures élevées (700-900° C) et des pressions très fortes (13.000-15.000 bars), par conséquent à de grandes profondeurs (40 à 60 Km). Les gabbros et basaltes se transforment en une roche à clinopyroxène sodique (omphacite) et grenat almandin (pyrope).

Fig. 12 – Droite d’équilibre de réactions expérimentales antre quelques minéraux du métamorphisme.

Par exemple : la transformation albite → jadéite + quartz se produit vers 200° C lorsque P passe de 9 à 10 kbars – Le point P est le point triple, situé très approximativement, des silicates d’alumine (andalousite, disthène, sillimanite) – st : staurotide, avec son champ de stabilité (en pointillés) limité par les courbes d’apparition st+ et de disparition st- lorsque T augmente

2.     Classification selon les zones et les isogrades du métamorphisme

 C’est en 1833, en Ecosse, que G. Barrow mit en évidence, pour la première fois, différentes zones de métamorphisme correspondant à des intensités différentes de métamorphisme. Il définit chacune de ces zones par un minéral caractéristique ou minéral-index qui donne le degré de métamorphisme des roches qui le contiennent. C’est ainsi, que Barrow établit une première échelle relative des degrés de métamorphise, en distinguant six zones. En 1904, Grübenmann ramena le nombre de zones à trois et J. Jung en ajouta une dans les années 30.

Donc, en liaison avec les faciès minéraux, une zone correspond à un volume de terrain présentant un certain degré de métamorphisme. Les limites de celle-ci représentées sur la carte géologique sont des isogrades (courbes de même degré).

Actuellement, on distingue, lors de la zonéographie (reconnaissance et représentation des zones) :

  • L’anchizone forme la transition entre la diagenèse et le métamorphisme net, pour T = 100 à 200° C et P = 1kbar. Présence constante de chlorite, d’illite bien cristallisée et parfois de pyrophyllite.
  •  L’épizone, ou zone supérieure, caractérisée par des températures et des pressions lithostatiques basses et des pressions orientées fortes. Correspond à un métamorphisme faible. Roches riches en minéraux hydroxydés (mica blanc, talc, chlorite, épidote, actinote). Limite supérieure vers T = 500° C définie par l’isograde « biotite ». Se rattache au faciès à zéolithes.
  •  La mésozone, ou zone intermédiaire caractérisée par des températures plus élevées que dans la zone précédente. Correspond à un métamorphisme moyen. Minéraux-index : biotite et muscovite, hornblende, staurotide, oligoclase, disthène, grenat almandin… C’est la zone des micaschistes et des gneiss à deux micas. Limite supérieure vers T = 650° C, définie par l’isograde « sillimanite + feldspath potassique ». Se rattache au faciès à amphibolites.
  •  La catazone, ou zone inférieure, la température est encore plus élevée, la pression lithostatique forte et les pressions orientées négligeables. Correspond à un métamorphisme élevé. Minéraux-index : feldspath potassique, sillimanite, plagioclase basique, pyroxène, grenat. C’est la zone des gneiss à sillimanite et biotite. Se rattache au faciès des granulites et des éclogites. Limite supérieure au-delà de 700° C avec le début de la fusion (anatexie).
  •  L’ultrazone, peu usité avec les leptynites à cordéites et/ou grenat.

3.     Classification selon les séquences métamorphiques

 On appelle séquence, la suite des roches métamorphisées de degrés variables, issus d’un même type de roche originelle caractérisée par une certaine composition chimique moyenne. Ainsi, dans le métamorphisme général on reconnaît :

  • Séquence argileuse ou pélitique

Nous développons cette séquence plus en détail afin de faire comprendre le processus  général inhérent à toutes les séquences.

La séquence débute par l’argile que l’on suppose formée essentiellement de kaolinite, silicate hydraté d’alumine (Al2O3, 2SiO2, 2H2O). Le premier faciès pétrographique obtenu est celui de l’argilite, ou schiste argileux, dû à la formation d’illite. Par déshydratation et cristallisation progressive, on passe ensuite aux phyllades, ou aux schistes sériciteux et aux séricitoschsites. La séricite diffère de la kaolinite par une teneur plus faible en OH et la présence de potassium. La potasse est contenue dans les impuretés de l’argile avec d’autres alcalis, du fer et du magnésium qui interviennent dans les cristallisations ultérieures pour former du chlorite et des grenats.

La séricite peut se transformer en muscovite (micaschistes à mica blanc), puis le chlorite en biotite (miscaschistes à deux micas) :

Chlorite + alcali (muscovite) → biotite + grenat (almandin)

Des plagioclases commencent à se former en cristaux microscopiques. L’excès d’alumine donne des silicates d’aluminium : andalousite, staurotide, disthène, grenats (schistes à minéraux). Dès que les feldspaths deviennent macroscopiques, on passe au faciès gneiss maintenant bien caractérisé par l’alternance de lits micacés et de lits quartzo-feldspathiques. Le métamorphisme s’accentuant, la muscovite disparaît, remplacée par une variété d’orthose, le microcline :

2[2SiO2, Al2O3, (H2 K2)O] + 3SiO2 → 6SiO2, Al2O3, K2O + SiO2, Al2O3 + H2O

muscovite               quartz                orthose              sillimanite

 

Le silicate d’aluminium est représenté désormais par la sillimanite dont la proportion augmente au fur et à mesure que disthène et staurotide se font plus rares. Lorsque la muscovite a complètement disparu, nous arrivons au stade des gneiss à biotite, et sillimanite abondante. Puis tandis que la biotite disparaît, la cordiérite fait son apparition.

(d’après Ch. Pomerol et R. Fouet)

Représentons maintenant cette séquence sous forme d’un petit diagramme simplifié :

  •  Séquence arénacée 

Des grès et arkoses donnent successivement des quartzites, gneiss et leptynites.

  •  Séquence calcaro-pélitique

Des marnes on passe aux schistes calcarifères (schistes lustrés dans les Alpes). Un métamorphisme un peu plus intense provoque la formation d’amphibolites et de pyroxénites.

  • Séquence carbonatée

Un calcaire chimiquement pur recristallise en marbre blanc entièrement cristallin. La présence d’impuretés dans la roche lui confère un aspect particulier. Ainsi, l’argile donne naissance à des lits micacés (cipolins). La magnésie (calcaires dolomitiques) se transforme en serpentine.

  • Séquence granitique

A partir de granitoïde et de laves équivalentes, on obtient dans un premier temps des granites faiblement métamorphisés (protogine des massifs centraux alpins). Un métamorphisme plus intense conduit à la recristallisation de la biotite et des feldspaths qui donnent des orthogneiss[1] et des leptynites.

  • Séquence basique

Les laves basiques (basaltes) deviennent schisteuses et granulaires par apparition d’amphibole, albite, épidote. On obtient une prasinite puis, dans les zones profondes, des ortho-amphibolites et des orthopyroxénites. Les éclogites proviennent aussi de la transformation du basalte.

 

Le tableau suivant reprend ces différentes séquences.

Séquence Roches initiales Roches métamorphiques
Argileuse, pélitique Pélites, argiles Schistes → micaschistes → gneiss → leptynites
Arinacée Grès, arkoses Quartzites → gneiss → leptynites
Calcaropélitique Marnes Micaschistes → amphibolites → pyroxénites
Carbonatée Calcaires, dolomites Calcschistes → marbres, cipolins, serpentines
Granitique Granitoïdes,laves analogues (protogine) → gneiss → leptynites(= granite chlorotisé à texture schisteuse)
Basique Diorites, gabbros, basaltes Schistes → prasinites → amphibolites → pyroxénites

Fig. 13 – Tableau des différentes séquences métamorphiques

VI.     NOMENCLATURE DES ROCHES METAMORPHIQUES

Une classification systématique des roches métamorphique s’avère très difficile du fait de la composition chimique et des conditions de formation très variées de ces roches. Sur la base d’observations au microscope des associations minérales stables on peut établir une classification génétique qui regroupe dans une même famille des roches métamorphiques de compositions  chimiques et minéralogiques variées et formées dans les mêmes conditions de température et de pressions. C’est ainsi que l’on groupe les roches métamorphiques selon les familles suivantes :

 A.    Les roches du métamorphisme thermique

 1.     Les cornéennes (voir V. A. 1.)

 Les cornéennes sont des roches d’apparence homogène, dont la structure finement cristalline est granoblastique à diablastique, qui confère à leur cassure un aspect corné. Elles se forment par le métamorphisme de contact de roches de nature variée, mais le plus souvent d’origine sédimentaire et constituées de minéraux argileux. Elles ne présentent pas de schistosité car la recristallisation n’est pas accompagnée de déformations tectoniques. Leur composition minéralogique et leur coloration sont variables.

Selon les séquences des roches initiales, et le degré du métamorphisme, on obtient des cornéennes variées :

  • Dans la séquence pélitique, les schistes noduleux à andalousite et cordéites passent à des cornéennes micacées, de teinte sombre, à trame de cristaux d’andalousite avec de petits cristaux de micas, de quartz, de cordéite, souvent d’apatite et de tourmaline. Lorsque le métamorphisme est plus intense, on obtient des cornéennes feldsphatiques, à andalousite et nombreux feldspaths (microcline).
  • Dans la séquence calcaro-pélitique, les pélites calcareuses et les marno-calcaires sableux donnent des cornéennes calciques, les tactiques, très variées, passant du vert sombre au vert vif ou au rose à rouge, ou blanc verdâtre selon la prédominance des minéraux-index.
  • Dans la séquence carbonatée, les calcaires et les dolomies donnent des cornéennes qui sont des marbres et des skarns, et au contact du granitoïde, par métasomatose de plus en plus marquée, elles s’enrichissent en SiO2, Fe et Al, et autres éléments.
  • Autres séquences : des roches déjà métamorphisées, comme des micaschistes et des gneiss, se transforment en cornéennes avec réarrangement des minéraux et disparition progressive de la foliation originelle ; des laves basiques donneront des cornéennes à albite et épidote, puis à métamorphisme plus fort des cornéennes à plagioclases et hornblende, puis enfin à orthose et pyroxène.

2.     Les schistes tachetés

 Ils sont le résultat d’un métamorphisme de contact peu intense provoquant un début de recristallisation des minéraux argileux et une concentration de certaines substances (andalousite, cordiérite, graphite) cause des petites taches (0,5 à 3 mm) ou petites boules noirâtres (schistes noduleux). La schistosité est généralemen acquise antérieurement à l’intrusion des roches magmatiques, mais elle peut aussi être liée à la mise en place de l’intrusion.

B.    Les roches du métamorphisme régional

 Ces roches présentent généralement des textures anisotropes, schisteuses, à la différence des roches produite par métamorphisme thermique, par suite des pressions orientées qui agissent au cours du phénomène. On parle de schistes cristallins, terme ancien qui recouvre les schistes sériteux ou chloriteux, les micaschistes et les gneiss. Cette appellation a tendance à être abandonnée.

 1.     Les schistes (voir fig. 7)

 On préfère le terme générique de schiste qui dans notre cas (roches métamorphiques) désigne toute roche ayant acquis une schistosité sous l’influence de contraintes tectoniques comme dans le métamorphisme régional. Ces schistes sont caractérisés par un débit plus ou moins facile en feuillets dû à une fracturation (schistosité de fracture), soit à une orientation des cristaux de la roche parallèlement à ses plans de clivage (schistosité de flux). On distingue à métamorphisme croissant :

  • Les schistes de métamorphisme régional très faible (anchizonal)

Il est difficile d’établir la limite précise entre la diagenèse et le domaine du métamorphise. Aussi, certaines roches se trouvent dans une zone indéterminée. S’agit-il de roches sédimentaires ou de roches faiblement métamorphisées ?

C’est le cas de la série suivante :

–        Les argiles schisteuses ou argilites n’ont pas une grande cohésion et se distinguent des argiles ordinaire par un début de consolidation, un feuilletage assez net et l’absence de plasticité.

–        Les schistes argileux sont des roches cohérentes, finement cristallisées qui contiennent du quartz, de la séricite, de l’illite, de la chlorite, de la calcite, de la pyrite et de la magnétite. Leur coloration est variable, allant du noir (matière organique, graphite), au bigarré (divers sel de fer) en passant par le vert (chlorite), le rouge ou violet (oxyde de fer). Les principales variétés sont :

–        les schistes bitumineux dont on peut tier par distillation des hydrocarbures ;

–        les schistes carburés renfermant une forte proportion de graphite ;

–        les schistes alunifères qui contiennent de l’alun produit en partie par la décomposition de la pyrite.

–        les schistes ardoisiers ou ardoises, à grain fin et homogène, à surface légèrement satinée, noirs, gris, violacés. La présence de nodules de calcaire ou de cubes de pyrite de fer diminue leur valeur marchande.

  • Les schistes de métamorphisme régional faible (épizonal)

–        Les phyllades se rapprochent des ardoises mais s’en différencient par grain cristallin moins fin. La recristallisation est plus poussée et suivant la nature et l’abondance des minéraux secondaires, on distingue :

–        les schistes sériciteux ou séricitoschistes, phyllades à séricite dominante laquelle donne une teinte général grise, à surfaces blanchâtres nacrées ou satinées ; le phyllade à ottrélite (d’Ottré en Ardenne) est un phyllade à séricite, tacheté de petits cristaux vert foncé à noir d’ottrélite (variété de chlorotoïde riche en Mn)

–        les schistes chloriteux ou chloritoschistes, verdâtres, riches en fines aiguilles et lamelles de chlorite avec fréquemment des amphiboles vert pâle et des granules microscopiques d’épidote ;

–        les talcschistes, chargés en talc, blanchâtres et au toucher savonneux ;

–        les calcschistes dérivant de marnes ou de pélites calcareuses, et donnant en général des plaquettes de calcaire microcristallin à surfaces satinées (schistes lustrés) ;

–        la coticule (du latin coticula, pierre de touche) ou novaculite est un schiste siliceux dur (quartzo-phyllade) et à grain très fin. Il est caractérisé par l’abondance de quartz  et surtout de grenat. C’est l’une de nos spécialités que l’on trouve à Vielsam et qui est utilisé comme pierre à aiguiser ;

–        le quartzophyllade est un phyllade riche en quartz, disposé en fines couches quartzitiques ; il résulte du métamorphisme d’un schiste à fines couches de grès.

 2.     Les micaschistes

 Ce sont des roches communes du métamorphisme régional épi- à mésozonal de roches sédimentaires argileuses. Elles se distinguent des phyllades par leur grain plus grossier, une schistosité et foliation marquées, la présence de muscovite ou de biotite et d’autres minéraux , parmi lesquels le quartz, visibles à l’œil nu.

A côté de ces minéraux, on en trouve souvent d’autres tels que le grenat en grains rouges rhombododécaedrique, le staurolite, maclé en croix, l’andalousite, en prisme, etc. Ces minéraux, souvent porphyroblastiques (grands cristaux), manifestent particulièrement clairement le caractère métamorphique de la roche.

Fig. 14- Micaschiste

Vu en lame mince – mi : mica – q : quartz granoblastique – st : staurotide en porphyroblastes à inclusions de quartz (d’après J. Jung).

3.     Les gneiss

Ce sont des roches, très communes, du métamorphisme régional méso- à catazonal. Le plus souvent à grain moyen ou grossier (du mm au cm), le gneiss est une roche dont la foliation est bien marquée par l’alternance de bandes grenues composées de quartz et feldspath, et de bandes micacées de muscovite et de biotite. Les paillettes de mica sont généralement orientées parallèlement à la foliation qui correspond à la schistosité des micaschistes et des phyllades (voir fig. 8).

Les gneiss peuvent se former à partir de roches sédimentaires ou magmatiques : paragneiss formés à partir de grès feldspathiques, de pélites ou de grauwackes, et orthogneiss à partir de granites, de rhyolites, de porphyres quartzifères. Cependant, il est souvent difficile de les différencier les uns des autres à cause de leur aspect identique. Seules les conditions géologiques de gisement et leur association avec d’autres types de roches permettent de faire la différence.

Les leptynites sont des gneiss à grain fin, de couleur claire, très peu micacés, riches en silice (70%).

Les gneiss oeillés sont des gneiss dans lesquels se rencontrent des grands cristaux de feldspath autour desquels la foliation est déviée (voir fig. 9).

 4.     Les amphibolites

Les amphibolites sont des roches du métamorphisme régional méso- à catazonal, de couleur vert sombre, composées essentiellement d’amphibole et de plagioclase calcique blanc.

Les nombreuses variétés sont dénommées d’après la prédominance de leurs minéraux, du degré de métamorphisme et de leur chimisme : actinolite, glaucophanite, etc. L’amphibole est le plus souvent de la hornblende en aiguille assez fines.

Ce sont des roches parfois massives, parfois schisteuses (amphiboloschiste). Elles ressemblent à une diorite à grain fin ; et ne s’en distinguent facilement que lorsque l’orientation commune des aiguilles d’amphibole leur confère une schistosité nette.

Elles sont produites par le métamorphisme de diverses roches : roches magmatiques (gabbros, basaltes…) ou de roches sédimentaires (grauwackes, argiles calcaires…). La remarque concernant les paragneiss et les orthogneiss s’applique également ici (distinction difficile)

 5.     Les éclogites

 Les éclogites sont des roches peu communes du métamorphisme régional élevé, formée dans un domaine assez vaste de T et de P. Massives et dures, elles sont essentiellement constituées de pyroxène sodique vert (omphacite), et de cristaux de grenat rose (solution solide de pyrope + almandin + grossulaire)  bien visibles à l’œil nu. Leur composition chimique globale est équivalente à celle d’un gabbro ou d’un basalte, souvent en déficit de SiO2.

 6.     Les granulites

 Les granulites résultent d’un métamorphisme catazonal de HT et HP. Ce sont une variété de gneiss à grain fin, de teinte claire avec quartz, feldspath et plagioclase calcique dominants. La structure est finement granoblastique : les cristaux de quartz et de feldspath se présentent souvent en grains fortement aplatis suivant les plans de schistosité ; leur foliation est plus ou moins bien développée, le quartz se présentant en petits lits lentiformes.

Les granulites forment des affleurements importants dans les socles anciens (précambrien). En Europe, on les rencontre en Saxe et en Scandinavie.

Fig. 15 – Granulite

Vue en lame mince – di : disthène – fp : feldspath potassique – gr : grenat – q : quartz en plaquettes finement engrenées.

7.     Les quartzites

 Ce sont des roches siliceuses compactes, constituées de cristaux de quartz intimement soudés. Elles peuvent être d’origine sédimentaire ou métamorphique. Dans le premier cas, les quartzites sont le résultat d’une cimentation par diagenèse d’un grès ; dans le cas du métamorphisme, la roche provient d’une recristallisation d’un grès, parfois d’une radiolarite ou d’un filon de quartz, et les cristaux de quartz peuvent être parfois accompagnés d’autres minéraux en quantité mineure. La distinction entre les deux types est difficile à faire sur un échantillon isolé.

Les quartzites formés par métamorphisme régional sont fréquents dans les Alpes internes, dans des niveaux stratigraphiques du Trias inférieur.

 8.     Les marbres (du grec marmoros, brillant)

 Les marbres se forment par métamorphise régional ou de contact à partir de calcaires ou de dolomies, pures ou à impuretés siliceuses ou argileuses. Un calcaire pur peut se transformer en un marbre blanc à grands cristaux engrenés de calcite. Une dolomie pure recristallise en plus grands cristaux pour un faible degré de métamorphisme, puis à degré croissant, subit une dédolmitisation avec apparition de calcite et d’autres minéraux. Les calcaires et dolomies impurs donnent des marbres variés et colorés souvent veinés.

Les marbres blancs les plus célèbres sont ceux de Paros, du Pentélique, de l’Hymette en Grèce, qui datent du Crétacé ; ceux de Carrare (Italie) d’âge triasique.

Les cipolins (de l’italien cipolla, oignon) désignent au sens propre des marbres, de couleur verdâtre,  traversés par des feuillets de mica et de serpentine. Un bel exemple est la « pierre de Karistos », dans l’île d’Evia face à Athènes.

Le terme « marbre » est également utilisé pour désigner toute roche susceptible d’être polie et d’être utilisée en architecture. Dans cette acceptation, il n’a pas de sens pétrographique précis.

Fig. 16 – Marbre

Vue en lame mincde – ap : apatite – ca : calcite – mp : mica phlogopite (d’après J. Jung).

  1. 9.     Les serpentines

 Ce sont des roches dérivant par altération et/ou métamorphisme, de roches magmatiques basiques ou utlrabasiques, composées presque uniquement de minéraux du groupe des serpentines, avec quelques cristaux reliques de pyroxène ou d’olivine. La roche est compacte, assez tendre, verte avec des tons variés, sombres et claires en plages irrégulières rappelant la peau de serpent.

C.    Les roches de l’ultramorphisme

 Rappelons que l’ultramétamorphisme est un ensemble de phénomènes métamorphiques ayant lieu à des tempértures et des pressions très élevées. Elles donnent lieu à la formation de migmatites.

 1.     Les migmatites (du grec migma, mélange)

 Ces roches qui s’observent à l’échelle d’un affleurement et non d’un échantillon isolé, sont à la limite des roches métamorphiques catazonales et des roches magmatiques. Elles marquent donc la limite supérieure du métamorphisme. Elles sont composées de deux termes pétrographiques en général bien distincts mais étroitement interpénétrés : d’une part une roche métamorphique à texture schisteuse plus ou moins prononcée, d’autre part une roche magmatique à structure granulaire, parfois pegmatique, et à composition granitique.

A la température de 600 °C, certaines parties de la roche fondent, et sous l’action  des liquides magmatiques de composition granitique, constituent après cristallisation un mélange d’un matériel granitique, le mobilisat, dans une trame métamorphique restée solide (le restat ou restites). Le mobilisat peut migrer et former des petits filons (aplites) qui peuvent se plisser de façon serrée.

Cette migmatite se présente sous de nombreux aspects auxquels on a donnés des noms :

  • embréchites ou gneiss rubanés comprend des roches où le terme métamorphique est encore clairement gneissique, à foliation nette, à lits granoblastiques de quartz et de feldspath, souvent épaissis ou oeillés, à zones granitiques en taches ou en réseau flou ;
  • arténites à structure planaire estompée, à micas en traînées discontinues ;
  • nébulites où les micas sont en amas flous tourbillonnaires ;
  • agmatites présentent un aspect hétérogène, bréchique, à mobilisat granitique emballant des fragments arrondis ou anguleux des anciennes roches métamorphiques ;

2.     Les granites d’anatexie (du grec ana, en haut et texis, enfantement, fusion)

Les granites orogéniques d’anatexie correspondent à un recyclage des matériaux de la croûte terrestre. Ils prennent naissance dans les chaînes de montagne dues à des collisions continentales, comme l’Himalaya ou les Alpes. Les matériaux, enfouis pendant ces collisions, subissent des élévations de température et de pression conduisant à leur fusion, donc à un magma. La température de fusion dépend de la nature des matériaux enfouis, de la pression et de la présence, ou non, d’eau. Ce phénomène, appelé anatexie (du grec anatèksis, fusion) est en fait une phase ultime du métamorphisme, où la fusion est totale.

Nous avons vu que la formation des migmatites nécessite une fusion partielle des minéraux constituant la roche. Si la fusion est plus importante, voire totale, les produits de la fusion partielle peuvent se rassembler pour former un magma et, si celui-ci est de nature granitique (par exemple si la roche partiellement fondue est un sédiment pélitique) on obtiendra un granite d’anatexie après refroidissement.

Le début de la fusion dépend de nombreux facteurs, en particulier du chimisme des roches en présence, de la pression totale, et enfin de la présence et de la quantité de vapeur d’eau.

L’ordre de fusion des roches est, en principe, l’inverse de l’ordre de la cristallisation fractionnée et des suites réactionnelles.

Les liquides anatectiques peuvent se rassembler et constituer, au sein des roches métamorphiques, des amas, des massifs de granites caractérisés par la présence de muscovite primaire ; ce sont les leucogranites anatectiques.

Le granite d’anatexie a un aspect différent des autres granites. Il a souvent des hétérogénéités, avec des minéraux orientés, et présente des contacts diffus, progressifs avec les roches encaissantes métamorphiques. L’absence d’auréole de métamorphisme de contact indique qu’il n’y a pas de contraste thermique entre le magma et son encaissant. Le passage est progressif entre des roches hautement métamorphiques et le granite d’anatexie par l’intermédiaire de gneiss migmatitiques. Le magma granitique s’est formé sur place et représente le stade ultime du métamorphisme. Si ce magma migre vers la surface, il peut être à l’origine de granites intrusifs.

D.    Roches du métamorphisme dynamique

Sous le métamorphisme dynamique ou cataclastique on regroupe les roches dont les structures et les textures ont subi un changement par suite de déformations de type essentiellement catacclastique, c’est-à-dire produites par un écrasement mécaniques de certains ou de tous les minéraux qui les composent. On distingue :

1.     Les brèches tectoniques

Les brèches tectoniques, d’aspect souvent analogues aux brèches sédimentaires, sont parfois difficiles à distinguer de celles-ci. Leur origine est pourtant très différente. Elles sont le résultat de la fragmentation des roches dans un contact tectonique. Les débris ont été agglomérés sur place par un ciment, en général cristallin, de précipitation chimique à partir des eaux circulant facilement dans la zone broyée.

Lorsque la déformation mécanique est plus intense et que la roche garde encore sa structure originelle, on parle de cataclasites.

2.     Les mylonites (du grec mulôn, moulin)

La mylonite n’est pas à proprement parler une roche métamorphique, car elle ne montre pas, ou peu de recristallisation. Il s’agit d’une roche écrasée, triturée et laminée le long des surfaces de glissement (failles), par suite de mouvements tectoniques et dont les grains minéraux ont été détruits en une fine poussière, tout en conservant leur cohésion, mais sans recristallisation.

Les mylonites dérivent de roches magmatiques ou métamorphiques qui ont subies les effets les plus intenses du métamorphisme dynamique et ont acquis une texture très différente de la texture initiale.

Dans les mylonites proprement dites prédomine une masse cristalline à grains très fins, d’aspect semblable à certains verres volcaniques mais constituée par les minéraux originels de la roche, très finement broyée. Le fond présente une texture fluidale soulignée par des bandes parallèles à la schistosité, produites par la trituration des cristaux. Dans ce fond prédominant subsistent des reliques lentiformes des cristaux qui n’ont pas été complètement écrasés ou des agrégats polycristalllins qui ont gardé leur composition minéralogique et leur structure originelles.

 

Fig. 17 – Mylonite

Le métamorphisme dynamique agissant sur cette roche ignimbritique a entraîné la formaation de bandes séricitiques suivant les surfaces de mouvement et la recristallisation de la masse de fond originellement vitreuse ou microcristalline. Les cristaux plus gros de quartz onr résité au métamorphisme (lame mince en nicols croisés)  (Archive photo B).

V.    BIBLIOGRAPHIE

  • Bellair P., Pomerol Ch. (1984) – Eléments de géologie, Coll. U.
  • Custine E. Le métamorphisme, in Le Bulletin du G.E.S.T., N° 25, sept. 1987.
  • Dumont P. (1982) – Cours de pétrographie, ULB.
  • Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson, Paris.
  • Michel F. (2005) – Roches et paysages – Reflets de l’histoire de la Terre, Editions Belin/BRGM
  • Pomerol C. , Fouet R. (1976) – Les roches métamorphiques, PUF, Coll. « Que sais-je ? », N° 617.
  • Prévost J.-P (directeur de publication) (1976) – Géologie, in Grande Encyclopédie Alpha des sciences et des techniques, Grange Batelière, Paris – Editions Kister, Genève – Erasme, Bruxelles-Anvers.
  • Encyclopedia Universalis, Paris, 1994.

[1] On ajoute le préfixe para ou ortho pour indiquer l’origine sédimentaire ou magmatique de la roche d’origine lorsqu’on la connaît

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Iconographie

Les figures 1 à 9, 11, 12, 14 à 16 sont extraites du « Dictionnaire de Géologie ».

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Catégories : Géologie | 7 Commentaires

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7 réflexions sur “LES ROCHES METAMORPHIQUES

  1. Hananou

    Merci beaucoup!

  2. nwos gaelle

    salut salut !!! je suis à la recherche du nom d’une roche sédimentaire métamorphisée.

    • Le grès est une roche métamorphique obtenue à partir de sable dans diverses conditions environnementales : environnements arides influencés par le vent, etc.
      Le marbre est également une roche métamorphique obtenue à partir de calcaire intrudé par une roche magmatique.

      J’espère avoir répondu à votre question.

    • ngoune karel

      Salut merci déjà pour les notions qu’aborde cette page . Bon je suis à la recherche des modes d’altération d’un gneiss en zone tropical humide

  3. bonjour, je cherche les propriétés chimiques et mécaniques des roches métamorpiques.

  4. HADJ MOHAMED Nacera

    le grès est une roche sedimentaire

    • koulohi

      Le grès est une roche sedimentaire car il provient de la famille des arenites.

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