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15.2 • Métamorphisme océanique et hydrothermalisme
La croûte océanique se caractérise par un gradient métamorphique vertical de hautes
températures, très basses pressions qui peut atteindre les conditions de l’anatexie.
Ce gradient est à mettre en relation avec la variation de la vitesse de refroidissement
dans la croûte (figure 15.11 b) et la circulation hydrothermale : ces deux paramètres
diminuent vers le bas. Au tout début de leur mise en place, à hautes températures, le
refroidissement des basaltes et dolérites est très rapide (figure 15.11 b) : les roches
Figure 15.11 – Synthèse des trajets PTt et Tt possibles
dans les trois principales unités de la croûte océanique
produite au niveau d’une ride à expansion rapide.
a) Au cours de son refroidissement, la roche peut ne pas recristalliser (pointillés) ou
est susceptible de recristalliser (tirets) ou encore à de forte chance de recristalliser
(ligne continue). Trajet à basse pression : les laves du complexe volcanique et du
sommet du complexe filonien se refroidissent très rapidement et n’enregistrent
pas la portion HT de leur trajet. Ce n’est qu’à BT, lorsque la vitesse de refroidissement
diminue significativement (figure b) et grâce à une perméabilité importante, que
les laves subissent un hydrothermalisme généralisé : altération à T < 150 °C pour les
600 premiers mètres de croûte et métamorphisme hydrothermal pour le complexe
filonien. Trajet intermédiaire : à la base du complexe filonien et dans les gabbros
isotropes, les conditions sont favorables au métamorphisme avec les températures
élevées à proximité de la lentille magmatique et une circulation hydrothermale
encore importante ; d’autre part, la vitesse de refroidissement est plus faible que
dans les laves (voir figure b). La roche peut recristalliser en continu au cours du
refroidissement depuis les hautes températures et enregistrer finalement une paragenèse du faciès Schistes verts. Au cours de ce refroidissement, elle peut être
affectée par un métamorphisme de contact prograde. (La différence de pression le
long de ce trajet n’a pas de réalité et est liée à la nécessité de faire apparaître le
réchauffement du métamorphisme de contact). Le trajet le plus profond est celui
d’une roche du complexe gabbroïque. À haute température, la roche est susceptible
de recristalliser grâce à une vitesse de refroidissement très lente et une circulation
d’eau limitée à la faveur de microfractures. Si le gabbro est hydraté à haute température, juste après sa cristallisation, il fond partiellement : en effet, le solidus d’une
roche est déplacé significativement vers les basses températures lorsque celle-ci
est hydratée (courbe tiret « sol. hydr. »). À basse température, l’altération hydrothermale est canalisée dans les fractures. Les limites arbitraires entre les faciès du
métamorphisme de contact et les faciès du métamorphisme régional (figure 3.3)
ne sont pas représentées. En effet, le métamorphisme océanique, bien que réalisé
dans des conditions de très BP du métamorphisme de contact, a un caractère
régional. Notez que P est la profondeur (en km), et non pas la pression : ce ne sont
pas les variations minéralogiques quasi inexistantes liées aux faibles variations de
la pression qui permettent de définir les trois trajets PTt, mais leurs positions
respectives (profondeurs) sur le terrain.
200
400
600
800
1000
T ˚C
2
6
P km
a
granulite
amphibolite
schistes
verts
zéolite
prh-p
um
C. Ab-Ep
C . Hbl
C. Prxs
S o lid u s G a b b ro
s o l. h y d r.
9782100522682-Nicollet.fm Page 245 Mardi, 29. décembre 2009 4:34 16
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15.2 • Métamorphisme océanique et hydrothermalisme
La croûte océanique se caractérise par un gradient métamorphique vertical de hautes
températures, très basses pressions qui peut atteindre les conditions de l’anatexie.
Ce gradient est à mettre en relation avec la variation de la vitesse de refroidissement
dans la croûte (figure 15.11 b) et la circulation hydrothermale : ces deux paramètres
diminuent vers le bas. Au tout début de leur mise en place, à hautes températures, le
refroidissement des basaltes et dolérites est très rapide (figure 15.11 b) : les roches
Figure 15.11 – Synthèse des trajets PTt et Tt possibles
dans les trois principales unités de la croûte océanique
produite au niveau d’une ride à expansion rapide.
a) Au cours de son refroidissement, la roche peut ne pas recristalliser (pointillés) ou
est susceptible de recristalliser (tirets) ou encore à de forte chance de recristalliser
(ligne continue). Trajet à basse pression : les laves du complexe volcanique et du
sommet du complexe filonien se refroidissent très rapidement et n’enregistrent
pas la portion HT de leur trajet. Ce n’est qu’à BT, lorsque la vitesse de refroidissement
diminue significativement (figure b) et grâce à une perméabilité importante, que
les laves subissent un hydrothermalisme généralisé : altération à T < 150 °C pour les
600 premiers mètres de croûte et métamorphisme hydrothermal pour le complexe
filonien. Trajet intermédiaire : à la base du complexe filonien et dans les gabbros
isotropes, les conditions sont favorables au métamorphisme avec les températures
élevées à proximité de la lentille magmatique et une circulation hydrothermale
encore importante ; d’autre part, la vitesse de refroidissement est plus faible que
dans les laves (voir figure b). La roche peut recristalliser en continu au cours du
refroidissement depuis les hautes températures et enregistrer finalement une paragenèse du faciès Schistes verts. Au cours de ce refroidissement, elle peut être
affectée par un métamorphisme de contact prograde. (La différence de pression le
long de ce trajet n’a pas de réalité et est liée à la nécessité de faire apparaître le
réchauffement du métamorphisme de contact). Le trajet le plus profond est celui
d’une roche du complexe gabbroïque. À haute température, la roche est susceptible
de recristalliser grâce à une vitesse de refroidissement très lente et une circulation
d’eau limitée à la faveur de microfractures. Si le gabbro est hydraté à haute température, juste après sa cristallisation, il fond partiellement : en effet, le solidus d’une
roche est déplacé significativement vers les basses températures lorsque celle-ci
est hydratée (courbe tiret « sol. hydr. »). À basse température, l’altération hydrothermale est canalisée dans les fractures. Les limites arbitraires entre les faciès du
métamorphisme de contact et les faciès du métamorphisme régional (figure 3.3)
ne sont pas représentées. En effet, le métamorphisme océanique, bien que réalisé
dans des conditions de très BP du métamorphisme de contact, a un caractère
régional. Notez que P est la profondeur (en km), et non pas la pression : ce ne sont
pas les variations minéralogiques quasi inexistantes liées aux faibles variations de
la pression qui permettent de définir les trois trajets PTt, mais leurs positions
respectives (profondeurs) sur le terrain.
200
400
600
800
1000
T ˚C
2
6
P km
a
granulite
amphibolite
schistes
verts
zéolite
prh-p
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C. Ab-Ep
C . Hbl
C. Prxs
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