MÉTASOMATOSE ET SPILITISATION

MÉTASOMATOSE ET SPILITISATION

La métasomatose comprend l’ensemble des phénomènes qui modifient la composition chimique des roches relativement aux constituants non volatils. Ces phénomènes aboutissent au remplacement, partiel ou total, d’une roche par une autre, accompagné dans certains cas de la conservation des textures initiales et, dans d’autres, de l’apparition de textures nouvelles (métasomatoses conservatrices ou destructrices).

Les transformations métasomatiques impliquent un mouvement de matière sur des distances souvent considérables, ce qui n’est possible qu’en présence d’une phase fluide ou de solutions. En effet, les diffusions dans le solide, à travers les cristaux, n’ont aucune efficacité dans les processus géologiques de ce type car elles sont beaucoup trop lentes, les coefficients de diffusion correspondants étant trop faibles (D = 10^-10 à 10^-19 cm²/s).

Depuis l’origine de la pétrographie, certains tiennent la métasomatose pour un processus fondamental de la genèse des roches métamorphiques, en particulier des gneiss et des migmatites (métasomatose régionale). La tendance actuelle, à la suite de la découverte des lois de la métasomatose par D. S. Korjinskii et de nombreuses études pétrologiques sur le terrain et au laboratoire, est de considérer que le métamorphisme régional est avant tout isochimique pour les constituants non volatils et que la métasomatose peut jouer un rôle important, mais local, surtout manifeste dans les processus endogènes hydrothermaux responsables de la formation de nombreux gisements métallifères et de l’altération non supergène des roches.

On tend aujourd’hui à interpréter les spilites comme le résultat de la transformation de basaltes ou d’andésites par un phénomène métasomatique, la spilitisation, produit par des circulations hydrothermales.

1. Métasomatose

Modalités de la métasomatose

Les modalités de la métasomatose sont diverses. On peut distinguer deux cas limites.

Dans le premier cas, les constituants chimiques de la roche métasomatique sont entièrement empruntés aux roches encaissantes. Ce phénomène s’observe très localement, dans les lentilles et veines de ségrégation qui relèvent plutôt des processus de «différenciation métamorphique», mais surtout au contact de deux roches à minéralogie incompatible dans certaines conditions physiques: par exemple, formation des skarns dits «de réaction», entre un marbre et un granite, roches caractérisées par une suite de bandes à tendance mono- ou bi-minérale à wollastonite, à grenat, à diopside; réaction entre un niveau de carbonate de manganèse et un banc de quartzite adjacent, engendrant des skarns rubanés à rhodonite, spessartine, tephroïte... Au cours de ces phénomènes, les potentiels chimiques des constituants de la zone de réaction ne peuvent s’élever à des valeurs supérieures à celles qu’ils ont dans l’une ou l’autre des roches encaissantes.

Dans le second cas, certains constituants des roches métasomatiques n’existent pas dans les roches encaissantes, ou, s’ils existent, ils sont en telle abondance et à de telles concentrations dans les minéraux qu’il n’est pas possible d’expliquer leur présence par simple réaction entre des milieux incompatibles. Il est alors manifeste que ces éléments d’origine plus ou moins lointaine ont été apportés (métasomatose avec apport): par exemple, apport de fer dans des skarns à hedenbergite ou dans certains amas de sidérite spathique remplaçant des marbres; apport de magnésium dans des amas de magnésite remplaçant des calcaires; apport de silice dans les gisements de talc remplaçant les marbres; apport de soufre et de métaux variés dans les remplacements de roches diverses par les minerais sulfurés; apport de tungstène, d’étain, de lithium, de béryllium dans les skarns, les greisen et diverses altérations hydrothermales de roches préexistantes. La spilitisation est un processus métasomatique affectant des séries de roches volcaniques basiques ou intermédiaires, au cours duquel des solutions bicarbonatées sodiques provoquent surtout une albitisation et lessivent la chaux des plagioclases, d’où la minéralogie spéciale des spilites. Cette métasomatose n’est pas locale et peut affecter de grandes étendues.

L’apport de certains constituants fixés dans la zone de métasomatose s’accompagne du départ d’autres constituants de la roche remplacée. Parfois la métasomatose provoque une dissolution aboutissant à la formation de vides qui peuvent être remplis par précipitation de constituants apportés. Dans les métasomatoses à faible profondeur, le volume global des masses qui sont remplacées reste quasi constant (loi de Lindgren). En outre, les roches métasomatiques présentent deux caractères fondamentaux (lois de Korjinskii):

– d’une part, le nombre des minéraux en équilibre produits par réaction avec les minéraux des roches remplacées tend à se réduire, de sorte qu’il est courant d’observer dans les roches métasomatiques des associations mono- ou bi-minérales, ce qui leur confère souvent des compositions chimiques très particulières;

– d’autre part, les roches métasomatiques sont remarquables par la distribution zonée des associations minérales, les zones parallèles étant séparées par des limites tranchées si l’équilibre est atteint. C’est le phénomène de la «zonalité métasomatique».

Mécanismes de la métasomatose

Ces particularités se comprennent bien quand on examine les deux mécanismes essentiels de la métasomatose, analysés par Korjinskii: la percolation par des solutions à travers un système de pores et de chenaux et la diffusion chimique à travers un milieu fluide immobile, ces mécanismes étant d’ailleurs souvent combinés.

Métasomatose par diffusion

La métasomatose par diffusion se produit entre deux roches contiguës renfermant des associations minérales chimiquement incompatibles pour des conditions physiques de pression et de température fixées. Le moteur de la diffusion est l’existence d’un gradient de potentiel chimique pour certains constituants des deux milieux incompatibles, qui migrent indépendamment et entrent en réaction avec les constituants de la roche remplacée, la diffusion tendant à uniformiser les potentiels chimiques. Dans la diffusion, le potentiel chimique 猪ⁱ d’un constituant qui migre varie de façon progressive entre deux valeurs extrêmes correspondant aux valeurs de 猪ⁱ dans les roches encaissantes qui constituent les milieux incompatibles, et il en est de même de la concentration Cⁱ du constituant i dans le fluide d’imprégnation. On admet que l’équilibre chimique est approximativement réalisé de façon locale en chaque point du domaine affecté par la diffusion. Ainsi, certains points de la colonne de diffusion pourront correspondre à la condition d’équilibre des réactions chimiques entraînant l’apparition ou la disparition d’une phase et déterminer la limite d’un système de zones métasomatiques. Si l’équilibre chimique est suffisamment approché, ces limites seront nettes et tranchées. À chaque limite de zone, le nombre des phases solides en équilibre peut varier d’une unité comme conséquence de la règle des phases de Gibbs. En effet, les deux milieux incompatibles correspondent à des systèmes invariants à pression et température fixées, où tous les potentiels chimiques des constituants sont déterminés par les teneurs de ces constituants dans les roches et où le nombre des phases peut être le nombre maximal autorisé par la règle des phases de Gibbs. Dans ces conditions, si m constituants diffusent indépendamment dans une zone de la colonne de diffusion, le nombre de phases par rapport au système invariant sera réduit d’au moins m unités, m potentiels chimiques étant imposés en chaque point par le processus de diffusion. Ainsi peuvent apparaître les zones mono- ou bi-minérales si caractéristiques des roches métasomatiques. Du fait de la variation progressive des concentrations Cⁱ , la composition chimique des minéraux à composition variable change graduellement à l’intérieur d’une zone. En général, l’épaisseur des colonnes de diffusion atteint rarement le mètre, car la distance de transport croît proportionnellement à la racine carrée du temps dans la diffusion. Un exemple de colonne métasomatique de diffusion montrant une suite de zones est donné sur la figure (b).

Métasomatose par percolation

La métasomatose par percolation intervient lorsque des solutions percolent des roches avec lesquelles elles ne sont pas en équilibre du point de vue de la composition, d’où sa généralité dans les métasomatoses avec apport. Le moteur de la percolation est l’existence d’un gradient de pression entre les solutions affluentes et la roche percolée. À température constante, si la solution est renouvelée à la source, elle tend à imposer les conditions de potentiel chimique des constituants qu’elle renferme à la roche qu’elle envahit, cette tendance étant plus forte près de la source. Des réactions chimiques se produisent entre la solution affluente et les minéraux des roches encaissantes percolées. Ainsi la solution modifie sa composition chimique en même temps que celle de l’encaissant. Chaque réaction correspond soit à une modification de la composition d’une phase solide par échange d’un ou de plusieurs constituants entre cette phase et la solution (fronts diffus), soit à la dissolution (ou au dépôt) d’un minéral (fronts nets). Il se forme une colonne métasomatique caractérisée par une zonalité le long de la direction d’écoulement de la solution. Au-delà, les solutions sont en équilibre avec les roches encaissantes, les réactions ayant eu pour effet d’ajuster la composition de la solution à celle de la roche. Des zones formées de minéraux à compositions uniformes peuvent se développer. Dans celles-ci, les minéraux sont en équilibre avec le fluide. Les réactions chimiques ne se produisent que dans les fronts diffus et le long des fronts nets qui sont souvent des fronts de remplacement, les zones avançant et se remplaçant mutuellement dans la direction de l’écoulement et présentant des limites tranchées si l’équilibre chimique est atteint localement. À un front de remplacement, la dissolution d’une phase en direction de la source s’accompagne d’un changement brusque de la composition de la solution, mais, de part et d’autre de cette limite, cette solution est en équilibre avec la composition des zones respectives. Le passage d’une zone à l’autre est généralement marqué par la diminution d’une unité du nombre des phases solides en direction de la source, au voisinage de laquelle les zones métasomatiques sont ordinairement mono-ou bi-minérales. Au contact même de la source, il peut y avoir dissolution de la roche encaissante si tous les potentiels chimiques sont imposés par la solution. L’existence, dans ce type de métamorphose, de zones à travers lesquelles les minéraux conservent une composition constante, en équilibre avec une solution elle-même de composition constante et uniforme entre deux fronts successifs, marque une différence importante d’avec la métasomatose par diffusion (cf. figure [a]). Dans les métasomatoses avec apport, les minéraux métasomatiques ne sont pas toujours produits par des réactions chimiques entre la solution et les minéraux de la roche percolée, mais peuvent résulter d’une précipitation directe à partir de la solution, circonstance facilitée par les pertes de charges qui peuvent se produire aux fronts de remplacement: c’est en particulier le cas pour les sulfures et les oxydes constituant de nombreux minerais métallifères. Les vitesses de percolation pouvant être très supérieures aux vitesses de diffusion, les roches métasomatiques de ce type peuvent former des accumulations très importantes, avec une épaisseur atteignant souvent plusieurs dizaines de mètres.

Les deux processus métasomatiques décrits peuvent être considérés comme des cas extrêmes, observables à l’état pur. Mais ils interviennent souvent concurremment dans la constitution des amas métasomatiques, avec toutefois un rôle subordonné pour la diffusion. Ainsi, à une zonalité développée dans le sens de l’écoulement des solutions (colonne d’infiltration) peut se superposer une zonalité transverse due à la diffusion: dans ce cas, la diffusion s’exerce sur les roches encaissantes situées de part et d’autre de la colonne d’infiltration, et des constituants apportés participent à la diffusion.

2. Spilitisation

Caractères particuliers

Les spilites sont des roches dont les conditions de gisement, les structures (par exemple, par l’existence fréquente de laves en coussins) et les textures microscopiques indiquent une origine magmatique soit effusive, soit intrusive, de faible profondeur. Leur composition chimique est apparentée à celle des basaltes et des andésites, en particulier en ce qui concerne les teneurs en Si², Al²³, MgO et fer total. Cependant, par d’autres caractères, minéralogiques (abondance des minéraux hydrothermaux) et chimiques (teneurs élevées en alcalins), les spilites diffèrent profondément de toutes les autres roches d’origine magmatique, basiques ou intermédiaires, actuelles ou récentes, non modifiées par une activité hydrothermale.

Composition minéralogique et chimique

La minéralogie des spilites, au lieu d’être, comme celle des andésites et des basaltes, caractérisée par une association de feldspath plagioclase plus ou moins calcique de haute température, de pyroxènes (augite, pigeonite ou hypersthène) et éventuellement d’olivine, comporte essentiellement l’association d’une albite de basse température et de chlorite, auxquelles viennent couramment s’adjoindre, en quantités variables selon les cas, actinote, calcite, épidote ou muscovite.

Leur composition chimique, qui se rapprocherait de celle de la série basalte alcalin à olivine-mugéarite ou trachyandésite par une teneur faible en CaO (à teneur en Si² ou en MgO donnée), en diffère du point de vue des teneurs en alcalins. Dans les spilites, où la teneur en Si² est égale ou supérieure à 52 p. 100 (acidité intermédiaire), la teneur totale en Na²O + K²O est à peu près constante, comprise entre 5 et 7,5 p. 100 avec une moyenne de l’ordre de 6 à 6,5 p. 100 en poids, alors que, dans la série alcaline, elle augmente fortement avec la teneur en silice et est comprise dans un intervalle de 6 à 12 p. 100 en poids de Na²O + K²O. Le rapport des teneurs en soude et en potasse est encore plus intéressant à considérer que la somme. Dans une même série spilitique, ce rapport présente des valeurs extrêmement dispersées: par exemple, K²O/(Na²O + K²O) varie de 0,03 à 0,65 dans la série de la Bruche, dans les Vosges; au contraire, dans les séries volcaniques actuelles ou récentes non modifiées par des phénomènes hydrothermaux, il est relativement bien défini (par exemple, dans la série tholéiitique, de l’ordre de 0,10 à 0,20).

Association aux kératophyres

Aux spilites sont souvent associés, dans les mêmes terrains, des kératophyres. Ce sont des roches très leucocrates, intermédiaires ou acides, dont les textures sont, comme celles des spilites, caractéristiques de roches effusives ou intrusives de faible profondeur. Ces textures, et certains aspects de leurs compositions chimiques (en particulier les teneurs en Si²,Al²³,MgO et fer total), indiquent une parenté avec les trachytes ou les rhyolites (dans le sac des quartz-kératophyres qui contiennent des phénocristaux de quartz), analogue à celle des spilites avec les basaltes ou les andésites. Ici encore, les différences sont de deux ordres: minéralogique, le rôle de la sanidine, de l’anorthose ou du plagioclase de haute température dans les trachytes et rhyolites étant tenu dans les kératophyres par l’albite de basse température; chimique, la dispersion des valeurs du rapport K²O/(Na²O + K²O) étant beaucoup plus grande dans une même série volcanique dans le cas des kératophyres que dans celui des trachytes ou des rhyolites.

Association à des roches volcaniques normales

Il est rare que dans une province donnée, ou dans tout autre ensemble géologique défini, les spilites et les kératophyres soient les seules roches d’origine volcanique (ou subvolcanique) présentes. Des roches à texture et minéralogie identiques, mais présentant une composition chimique normale dans l’une des séries tholéiitique, calcoalcaline ou alcaline du volcanisme actuel ou récent, leur sont très généralement associées en proportions variables, mais avec un mode d’association souvent extrêmement étroit, comme dans la série de Peyrebrune (Tarn), où des niveaux volcaniques sont systématiquement spilitiques à leur base et à leur sommet, mais chimiquement normaux dans leur partie moyenne. Il existe également toujours, dans ces ensembles géologiques, une grande variété de roches de compositions intermédiaires entre celles des roches volcaniques «normales» et celles des spilites et kératophyres typiques.

Minéraux reliques

Enfin, les spilites typiques contiennent souvent des minéraux reliques témoignant du fait que ces roches ont d’abord cristallisé dans des conditions très différentes de celles qui ont déterminé l’apparition de leur association minéralogique caractéristique albite-chlorite. Ce sont souvent des cœurs de plagioclases calciques dans l’albite banale des spilites et, surtout, des clinopyroxènes identiques à ceux des séries volcaniques actuelles ou récentes, des hornblendes brunes et, de façon exceptionnelle, de la pigeonite ou des orthopyroxènes. On a décrit en particulier, dans certaines spilites, des clinopyroxènes présentant les caractères chimiques distinctifs des augites de la série tholéiitique. Des associations spilitiques d’albite et d’augite de ce type sont connues dans des dolérites spilitiques, ces deux minéraux pouvant être associés en quantités comparables.

Problèmes de genèse

Implications de l’existence des minéraux reliques

Dans la cristallisation magmatique, les textures ophitiques impliquent une formation précoce du feldspath. Or les travaux expérimentaux ont montré que l’eutectique du système albite-diopside correspond à un mélange très pauvre en clinopyroxène. Le premier minéral à cristalliser devrait donc être le clinopyroxène. L’observation de la relation inverse indique que le feldspath qui, primitivement, participait à la texture ophitique (et, par conséquent, celui qui a cristallisé à partir du magma) était un plagioclase calcique. Les travaux expérimentaux ont d’ailleurs montré qu’à partir d’un liquide capable de donner une augite banale, donc relativement calcique, ne pouvaient cristalliser que des plagioclases eux-mêmes relativement calciques (contenant au moins un quart d’anorthite). L’identité d’une phase de composition aussi complexe que l’augite de haute température dans certaines spilites et tholéiites implique a priori l’identité chimique au moins approximative des compositions chimiques des bains silicatés à partir desquels ces phases ont cristallisé et des conditions de cristallisation. L’existence des cœurs de plagioclases calciques dans certains plagioclases de spilites confirme cette conclusion. Ainsi la seule considération des minéraux reliques connus dans les spilites montre que les magmas dont dérivent les spilites n’avaient pas, lors de leur cristallisation, la composition de magmas banals des séries volcaniques normales tholéiitique, calcoalcaline ou alcaline selon les cas. Il n’existe donc pas de magmas spilitiques caractérisés par un chimisme distinctif.

Température de formation des spilites

Les études expérimentales récentes ont montré que la cristallisation en présence d’eau sous faible pression (face=F0019 諒 1 kbar) des basaltes dans toutes les compositions courantes, mugéarites (de composition analogue à celle de certaines spilites) comprises, se produit pour l’essentiel dans le domaine de température 1 250-1 050 ⁰C, alors que les associations minérales caractéristiques des spilites se réalisent dans un intervalle de température approximatif de 400-200 ⁰C. Il en résulte que le développement de la minéralogie caractéristique des spilites ne peut être considéré comme lié à la fin de l’évolution magmatique, mais représente certainement un phénomène postmagmatique. Le passage d’une roche volcanique normale à l’état de spilite est donc un phénomène métamorphique et métasomatique que nous appellerons spilitisation .

Caractéristiques chimiques de la spilitisation

La conservation parfaite des textures magmatiques implique que, dans cette transformation, les feldspaths n’aient pas changé de volume. Dans ces conditions, cette métasomatose paraît caractérisée par un remplacement dans le plagioclase des molécules CaAl²Si²⁸ par des molécules NaAlSi³⁸. L’alumine libérée n’est pas emportée mais se combine avec les constituants de l’hypersthène, de la pigeonite ou de l’olivine initiale pour donner une chlorite. Quant au calcium, les teneurs observées dans des spilites correspondent à celles que renfermaient initialement les augites des basaltes normaux dont elles dérivent. Ainsi, le processus chimique de spilitisation apparaît essentiellement comme le lessivage du calcium des feldspaths et son remplacement, atome par atome, par le sodium (ou, dans certains cas, le potassium). Ce phénomène s’accompagne d’un échange plus ou moins poussé des ions sodium et potassium.

Origine du phénomène de spilitisation

Étant donné le rôle joué par le sodium dans la spilitisation, d’une part, et le caractère spilitique de nombreuses laves en coussins des chaînes anciennes, d’autre part, on a souvent pensé que l’eau de mer intervenait de façon essentielle dans la spilitisation. Cependant, on a signalé des spilites formées à partir de produits volcaniques mis en place dans des conditions continentales, et on a décrit en détail, au cours des années récentes, des basaltes absolument normaux solidifiés sous forme de laves en coussins au fond de l’océan. Ainsi le caractère sous-marin des éruptions ne conditionne pas la formation des spilites. La spilitisation doit donc être attribuée à un processus endogène de métamorphisme ou de métasomatisme hydrothermal.

Encyclopédie Universelle. 2012.