Le métamorphisme régional comprend tout processus métamorphique qui se produit sur une grande région. C’est donc le type de métamorphisme le plus répandu et le plus courant. Il existe trois types fondamentaux de métamorphisme régional, à savoir l’enfouissement, la dorsale océanique et le métamorphisme régional orogénique.
Métamorphisme funéraire
Le métamorphisme funéraire affecte principalement les strates sédimentaires des bassins sédimentaires à la suite du compactage dû à l’enfouissement des sédiments par les sédiments sus-jacents. Lorsque la température augmente avec la profondeur, p et T contribuent au métamorphisme. Le métamorphisme se produit le long d’un gradient géothermique plus ou moins stable; les assemblages minéraux métamorphiques qui en résultent sont caractérisés par de faibles températures de recristallisation et une absence ou une présence réduite de caractéristiques de déformation. Le métamorphisme funéraire des roches sédimentaires n’est que vaguement lié aux processus orogéniques aux limites des plaques (« anorogènes ») et peut également se produire à l’intérieur des plaques.
Métamorphisme des dorsales océaniques
Le métamorphisme des dorsales océaniques a lieu au niveau des dorsales médio-océaniques en réponse à la propagation des fonds marins. Le réglage tectonique des plaques est donc caractérisé par un régime aux limites des plaques divergentes. Ce métamorphisme est attribué au flux de chaleur élevé et à la circulation intense des fluides qui se produit le long des crêtes océaniques. Les roches métamorphiques qui en résultent comprennent généralement des pierres vertes et des amphibolites, c’est-à-dire des équivalents métamorphiques de basalte océanique de grade faible et moyen. Afin de convertir le basalte en pierre verte ou en amphibolites, l’H2O doit être introduit dans les roches, ce qui nécessite une circulation hydrothermale des fluides à travers la croûte océanique.
Métamorphisme orogénique
Le métamorphisme orogénique est le tye de métamorphisme le plus courant. Il se produit généralement dans les arcs insulaires et près des marges continentales, car des ceintures orogéniques se forment généralement aux limites des plaques convergentes. La compréhension du métamorphisme orogénique conduit à la compréhension du cycle thermique, d’enfouissement et d’érosion de toute orogenèse.
Il existe trois caractéristiques principales d’un tel type de métamorphisme. Premièrement, il existe une variété de processus orogéniques qui se déroulent à différentes limites de plaques convergentes. Ceux-ci comprennent, entre autres, les paramètres géotectoniques, l’arc insulaire océanique, les collisions océan-continent et continent-continent, chacune ayant des profils thermiques, funéraires et érosifs distinctifs. Deuxièmement, les géométries pré-collisionnelles de la marge continentale peuvent être assez diverses, allant d’une marge large, passive, de type « atlantique » à de petits bassins extensibles en arrière-arc. Enfin, la nature et la durée de l’interaction entre la croûte et le manteau déterminent la quantité et le moment du flux de chaleur orogénique, les événements intrusifs avec advection de chaleur associée dans la croûte et les taux d’exhumation. Tous ces facteurs sont susceptibles de différer d’une ceinture orogénique à l’autre. Les provinces métamorphiques orognes classiques comprennent les Alpes d’Europe centrale, les Appalaches de l’est de l’Amérique du Nord et les Andes de l’ouest de l’Amérique du Sud.
Le métamorphisme orogénique implique une déformation largement concomitante, résultant d’une contrainte contractionnelle lors de la convergence des plaques lithosphériques dans la zone de subduction et d’une recristallisation résultant d’augmentations p-T de la croûte épaissie. L’augmentation des températures dans les orogènes est créée parce que les géothermes s’adaptent à la croûte qui s’épaissit progressivement par les surpressions et les plis contractionnels, la sous-couche magmatique et l’empilement des dépôts volcaniques. La température est généralement suffisamment élevée dans la croûte inférieure pour provoquer une fusion partielle et la génération de magmas calco–alcalins. Ceux-ci monteront dans la croûte peu profonde et se solidifieront sous forme de plutons granitoïdes. Le soulèvement isostatique et l’érosion subséquente pendant et après l’orogenèse peuvent exposer le bord crustal des roches métamorphiques et plutoniques.
Les orogènes évoluent généralement sur des centaines de millions d’années et subissent des impulsions plus ou moins discrètes de déformation ou d’événements tectoniques liés aux changements de caractère des plaques océaniques convergentes et à leurs taux de convergence. L’échauffement de la welt crustale peut accompagner ces impulsions ou se produire à un autre moment, mais peut également se produire lors d’épisodes distincts. Par conséquent, les terranes régionales dans les orogènes évoluent généralement à travers de multiples épisodes de déformation et de recristallisation, chacun de ces événements durant plusieurs millions d’années.
Métamorphisme et gradient géothermique. La séquence de faciès métamorphiques observée dans tout terrain métamorphique dépend du gradient géothermique. Le diagramme température-pression montre la distribution de trois trois grands types de séries de faciès métamorphiques.
Séries de Faciès de contact (très faible P); Séries de Faciès de Buchan ou d’Abukuma (régional à faible P) ; Série De Faciès Barrovien (régional moyen-P); Série De Faciès Sanbagawa (haut-P, modéré-T); Série De Faciès Franciscain (haut-P, bas-T).
La série p/T élevée se produit généralement dans les zones de subduction où les isothermes « normaux » sont déprimés par la subduction de la lithosphère froide plus rapidement qu’elle ne peut s’équilibrer thermiquement
La série p/T moyenne est caractéristique des ceintures orogéniques communes (type Barrovien).
La série p / T faible est caractéristique des ceintures orogéniques à flux thermique élevé (type Buchan ou Abukuma), des zones de rift ou du métamorphisme de contact.
Ainsi, si nous connaissons le faciès des roches métamorphiques dans une région, nous pouvons déterminer quel devait être le gradient géothermique au moment du métamorphisme. C’est la relation entre le gradient géothermique et le métamorphisme.