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Bilan DS n°2
Point connaissances
Les roches
-
Ne pas confondre roches et minéraux : les roches sont constituées de minéraux
Principales roches de la croute :
Principales roches
magmatiques de la croute
océanique
- Roches volcaniques
 Basalte
 Eventuellement
brèches
magmatiques
- Roches plutoniques
 Gabbro isotrope
(homogène)
 Gabbro lité (mis en
place au fond de la
chambre
magmatique)
Principales roches
magmatiques de la croute
continentale
- Roches volcaniques
 Andésite
 Rhyolite
 Dacite
- Roches plutoniques
(granitoïdes)
 Granites
 Granodiorites
 Diorite
Principales roches
métamorphiques du domaine
océanique
- Métabasalte
- Métagabbro à
horneblende (ou à
chlorite)
- Métagabbro à
glaucophane
- Eclogites
Roches sédimentaires : dépôt
en milieu lacustre
(continental), marin ou
océanique
- Calcaire
- Gypse
- Grès
- Schiste
- Radiolarites (hauts
fonds marins, aussi
retrouvées dans les
prismes d’accrétion)
Principales roches
métamorphiques du domaine
continental
- Schistes
- Granitoïdes
- Roches du socle
(roches anciennes,
déformées)
Roches ayant connu une
partielle
- Granites d’anatexie
- Précisions sur le vocabulaire :
Attention : en français le terme schiste est ambigu. Il peut désigner une roche sédimentaire ou une
roche métamorphique.
Un granitoïde est une roche ayant une composition proche de celle du granite : cela correspond aux
roches plutoniques continentales mais aussi à ces mêmes roches métamorphisées.
En domaine continental, le socle correspond aux terrains anciens. Il est constitué de roches
métamorphiques, de type granitoïdes.
-
Autre roche remarquable : péridotite = roche constituant le manteau.
Les ensembles de roches
-
Une ophiolite est un ensemble de roches correspondant à un fragment de lithosphère
océanique : basalte + gabbro (croute océanique) + péridotite (manteau lithosphérique).
Un faciès est un ensemble de roches. Il en existe plusieurs types : faciès biostratigraphiques
(ensemble de fossiles communs), faciès sédimentaires…
Un faciès métamorphique correspond à des roches (exemple : basaltes ou gabbros) ayant
subi des contraintes de pression et températures particulières. On les détermine par des
associations minérales typiques de ces conditions.
La notion de métamorphisme
-
-
-
Distinguer le métamorphisme et l’anatexie : dans le cas du métamorphisme, les
transformations qui affectent la roche se font à l’état solide. Dans le cas de l’anatexie, il y a
fusion partielle de la roche.
Un minéral métamorphique est un minéral qui est stable dans des conditions de pression et
de température particulières. Par exemple le grenat est stable à haute pression.
Un minéral métamorphique indique que la roche a subi ces conditions de pression et de
température particulières. Il n’est pas typique d’une roche mais de ces conditions.
On ne parle pas de domaine de stabilité d’une roche : un gabbro métamorphisé est un
métagabbro quelles que soient les conditions de pression et de températures auxquelles il
est soumis.
Les deux types de marges
-
-
Les marges passives correspondent à une transition océan/continent sans limite de plaque.
Elles se mettent en place dans un contexte de divergence (mise en place de failles normales)
puis restent stables (plus d’activité tectonique, d’où leur nom).
Les marges actives correspondent à une limite de plaque avec convergence. Ces zones sont
très actives sur le plan sismique et volcanique.
Marges passives et ouverture océanique
Les marges passives se mettent en place dans un contexte de divergence qui aboutit à la mise en
place d’un océan. Lors de l’ouverture de l’océan, des sédiments synrifts (disposés en éventail) se
mettent en place au niveau de la marge. Le début du dépôt de ces sédiments marque donc la date de
l’ouverture de l’océan.
La production de magma
-
-
-
Elle dépend du contexte géologique : elle peut se faire un niveau d’une zone de divergence
(rifting, dorsale), d’une zone de convergence (subduction) ou d’un point chaud.
Sur le plan physique, la formation de magma peut être due à une augmentation de la
température, une baisse de la pression (cas des dorsales) ou un apport d’eau (subduction).
Dans une zone de subduction, la croute océanique se déshydrate. L’eau passe dans le
manteau sus-jacent, ce qui abaisse le point de fusion de la péridotite : c’est le manteau
hydraté qui fond (et non la croute océanique).
Il y a production de magma si et seulement si le géotherme (courbe représentant l’évolution
de la température en fonction de la profondeur) franchit le solidus de la roche étudiée (il est
alors sur sa droite) : il y a alors fusion partielle de cette roche, donc formation de magma.
Le magma forme une roche magmatique en se refroidissant :
 Il peut être émis en surface (éruption volcanique) -> refroidissement brutal, texture
microlithique.
 Il peut refroidir en profondeur (formation de plutons) -> refroidissement lent, texture
grenue.
Point méthode
Exploitation des documents
-
-
-
Quand on parle de minéraux (métamorphiques ou non), il faut toujours préciser dans quelle
roche ils se trouvent.
Lorsqu’on travaille sur un diagramme pression/température, on trouve le plus souvent la
correspondance pression/profondeur. Il vaut mieux exprimer les données en profondeur,
c’est beaucoup plus parlant qu’en pression.
Il existe plusieurs types de métamorphisme. Par exemple le métamorphisme de contact est
un métamorphisme de haute température. Pour caractériser une subduction, il ne suffit pas
de dire qu’il y a eu un métamorphisme, il faut le relier à un enfoncement des roches (grande
profondeur donc haute pression).
N’inventez pas de données : quand vous étudiez une lame mince de roche, basez-vous sur les
minéraux présents effectivement d’après les documents. N’en ajoutez pas d’autres
Présentation de la démarche
La classe a fortement progressé depuis le devoir maison. Dans la plupart des devoirs, la démarche
apparait clairement. On observe 3 principales techniques, toutes efficaces. A vous de choisir celle qui
vous convient.
1 – Rédaction d’une introduction complète avec la problématique (nécessaire) mais aussi la
présentation du plan, qui permet de comprendre immédiatement la démarche.
2 – La première phrase de chaque paragraphe présente l’idée développée.
3 – Rédaction d’un plan apparent.
Certaines copies utilisent simultanément plusieurs de ces stratégies, ce qui rend la démarche très
lisible.
Exemples de très bonnes copies
Ces copies ne sont pas parfaites, elles présentent parfois de petites maladresses mais qui sont
compensées par une bonne compréhension du sujet et une argumentation claire et rigoureuse.
La première et la dernière copie sont analysées. A vous de faire ce travail pour les autres de façon à
comprendre la structure de ces devoirs.
Sujet 1 – copie de Jade
 Observez le bon équilibre connaissances/document.
 Rédaction d’un mini-bilan après les paragraphes
Copie
Plan suivi
Nous allons chercher à montrer qu’il
a eu ouverture puis fermeture d’un
océan alpin.
Introduction :
problématique
Tout d’abord, grâce au document 1,
on peut remarquer la présence de
blocs basculés. Les blocs basculés
sont des traces d’une ancienne
marge passive. De plus, il y a aussi
des failles normales qui elles aussi
sont des traces de marge passive. On
peut en déduire qu’il y a donc eu
ouverture d’un ancien océan. Aussi,
on peut voir plusieurs sédiments
marins. En effet, on retrouve des
sédiments synrifts qui se mettent en
place durant l’ouverture de l’océan
et des sédiments post-rifts, qui se
mettent donc en place après le rift,
après l’ouverture. On peut en
déduire qu’il y eut un océan car dans
ces sédiments, il y a des ammonites,
on encore des bélemnites,
calpionelles et crinoïdes qui sont
d’anciens mollusques ou organismes
vivant dans des océans profonds.
Témoins d’une
ouverture
océanique
ancienne
Tous ces indices des massifs du
Taillefer et du Rochail visités par les
étudiants témoignent de l’ouverture
d’un océan, il y a plusieurs millions
d’années.
Mini bilan : ce
qu’il faut retenir
De plus, le document 2 nous montre
que des roches présentes dans la
croûte océanique, le gabbro et le
basalte, sont ici dans le site du
Chenaillet. Après l’ouverture de
l’océan, la croûte océanique a
Existence d’une
ancienne croute
océanique en
montagne
Données issue des
documents
Apport de
connaissances
Doc 1 : traces
d’une ancienne
marge passive +
sédiments marins
Nature des failles
de marge
passive : failles
normales
(divergence)
Présence
d’ophiolites et des
roches la
constituant
Notion
d’ophiolite ;
connaissance des
roches de la
croute océanique
commencé à subduire. On peut ainsi
retrouver des roches de la croûte
océanique sur la croute
continentale. Ce sont des ophiolites.
Ces ophiolites, dans le Chenaillet,
prouvent que la croûte océanique a
été subduite.
Aussi, on peut voir grâce au
Preuves d’une
document 3 que dans le métagabbro subduction
de la vallée du Guil on retrouve du
glaucophane. Or, le glaucophane ne
se forme qu’à basse température et
sous moyenne ou haute pression,
comme on peut le voir sur le
document 4. Mais le métagabbro
comporte aussi du plagioclase, il
s’est donc formé dans le faciès des
schistes bleus, à basse température,
car les roches s’éloignent de la
dorsale, et sous moyenne pression.
On peut voir dans le document 4 que
le gabbro se forme sous haute
température. On en déduit donc que
la croûte océanique s’est subduite.
De plus, on peut voir grâce à la
réaction du métamorphisme qu’il y a
eu une déshydratation. On sait que
les roches du domaine des schistes
bleus sont déshydratées. Il y a donc
bien eu subduction puis fermeture
de l’océan dans les massifs.
En conclusion, grâce aux différentes
traces d’une ancienne marge passive
et aux traces d’une subduction de la
croûte océanique. On peut conclure
qu’il y eut un océan dans les Alpes
mais qui s’est fermé par la suite.
Identification des
minéraux
métamorphiques
présents dans la
roche ;
détermination des
conditions de mise
en place de ces
minéraux
Métamorphisme
et
transformations
minéralogique.
Faciès des
schistes bleus,
associé à une
déshydratation.
Données issue des
documents
Apport de
connaissances
Conclusion
Sujet 1 – Copie de Thomas
 A vous de faire ressortir la structure de ce devoir !
Copie
Nous cherchons à trouver des
indices témoignant de l’ouverture
d’un ancien océan alpin,
actuellement disparu.
Plan suivi
Premièrement, nous apprenons par
le doc 1 l’existence de blocs
basculés, vestiges d’une marge
passive. Une marge passive est
caractéristique d’une expansion
océanique de même que s’y
trouvent des failles normales
illustrant ce caractère géologique
découvertes au massif du Taillefer.
De plus, la coupe géologique au
document 2 est révélatrice de cet
ancien océan alpin. En effet, les
roches du Chenaillet demeurent
celles de la croûte océanique : il
s’agit d’ophiolites, preuve de
l’existence de cet océan. Nous
remarquons également la
disposition des roches demeurant
tout aussi révélatrice. Plus on
s’aventure en altitude, plus on
découvre les roches composant la
croûte océanique. Leur
superposition est telle : péridotites,
gabbro, et pillow lavas. Autrement
dit, la même que les océans actuels.
A cela s’ajoutent les transformations
minéralogiques associées.
Effectivement, le glaucophane,
minéral du faciès du schiste bleu y
est présent. Ce dernier est
caractéristique des conditions
suivantes : moyenne pression (500
MPa au minimum) et basse
température (200 °C).
La présence de ce minéral sur du
métagabbro étant une roche
métamorphique océanique du faciès
des schistes bleus, illustre aussi
l’idée de cet ancien océan. Cette
roche est typique de la fermeture
d’un océan et d’une subduction,
principalement présente dans le
faciès des schistes bleus. Par ailleurs,
le glaucophane s’obtient à partir du
plagioclase, de chlorite et d’actinote
(minéraux du faciès de schiste vert)
tout comme ceux-ci libèrent de
l’eau, autrefois infiltrée près de
dorsales. En outre, la découverte de
fossiles marins au Taillefer est
associée aux ophiolites présentes
sur place que l’on peut retrouver au
Chenaillet. Ceux-ci sont des
ammonites ou encore des crinoïdes
portés en altitude lors de la
subduction et de la fermeture.
Tous ces indices prélevés et
découverts sur place révèlent
l’existence d’un ancien océan alpin,
aujourd’hui disparu dû à une
fermeture océanique et une collision
ancienne lui ayant succédé.
Sujet 2 – Copie de Jade
 Là encore, identifiez la structure de ce devoir.
Copie
Nous allons chercher à comparer les
modèles de formation de la croûte
continentale primitive et actuelle.
Tout d’abord, on peut voir dans le
document 1 que le magma se
formait moins profond
qu’actuellement. En effet, grâce au
document 2, on remarque que le
gradient géothermique archéen
coupait le solidus de la croûte
océanique hydratée à une
profondeur d’environ 40 km. Mais ce
document montre les conditions de
fusion de la croûte océanique, donc
les roches entraient en fusion
partielle dans la croûte océanique,
contrairement à aujourd’hui car les
roches entrent en fusion partielle
dans le manteau. On peut donc en
déduire que les roches étaient déjà
déshydratées avant d’arriver au
niveau du solidus du manteau
hydraté. Cela peut s’expliquer par le
fait que la terre était plus chaude
donc les roches se déshydrataient
avant.
Dans le modèle actuel, lorsque les
roches se déshydratent, l’eau se
déplace alors dans le manteau, ce
Plan suivi
Données issue des
documents
Apport de
connaissances
qui provoque la fusion partielle des
roches et donc du magma.
Aujourd’hui, il serait impossible que
les roches fusionnent dans la croûte
océanique hydratée car comme on
peut le voir dans le document 2, la
courbe du gradient géothermique
actuel ne coupe pas la courbe du
solidus de la croûte océanique
hydratée.
Ainsi, la croute continentale était
anciennement formée par le magma
formé par des roches entrées en
fusion dans la croute océanique.
En conclusion, on peut remarquer
que les deux modèles de formation
de la croûte continentale ne sont pas
du tout les mêmes, ce qui peut
d’abord s’expliquer par la
température de la Terre qui a
extrêmement refroidie aujourd’hui.
Sujet 2 – Copie de Lisa
Copie
Plan suivi
Données issue des
documents
On cherche à comprendre
pourquoi à l’Archéen la Terre
créait plus de croûte continentale
qu’aujourd’hui. Pour cela, nous
allons voir la différence entre les
deux modèles de formation de la
croûte continentale puis voir les
défauts de cette théorie.
Introduction
avec
problématique
et annonce du
plan
D’abord, comparons le modèle de
formation de croûte continentale
archéenne avec celui actuel. Le
document 2 nous montre une
différence de profondeur où se
forme le magma. En effet, dans le
modèle archéen, il se forme en
dessous de 50km. De plus, on
remarque que c’est la croûte
océanique qui fond. On peut le
confirmer, grâce aux documents 2
et 3. Puisqu’en effet le gradient
géothermique archéen coupe le
Annonce du
sujet du
paragraphe :
comparaison
des 2 modèles
Identification de la
zone qui fond et de la
profondeur de
formation du magma.
Validité du
modèle archéen
Détermination de la
profondeur de
déshydratation et
Apport de
connaissances
Notion de
gradient
géothermique
solidus de la croûte océanique
hydratée à 50km. Or à cette
profondeur la croûte océanique
contient toujours de l’eau. Or le
solidus de la péridotite hydratée
n’est pas coupé à cette
profondeur.
exploitation du
diagramme.
Au contraire, actuellement, le
magma se forme plus
Validité du
profondément avec la péridotite
modèle actuel
hydratée du manteau, grâce à la
déshydratation de la croûte
océanique lors de la subduction.
En effet, le gradient actuel ne
coupe pas le solidus lorsque la
croûte océanique est hydratée et il
ne coupe pas non plus celui de la
croûte océanique anhydre.
Cependant à environ 90-100km, le
gradient actuel coupe le solidus de
la péridotite hydratée ce que
forme le magma en profondeur.
Cependant, cette théorie voudrait
dire que le magma formé à partir
de la croûte océanique serait le
même que celui formé à partir des
péridotites du manteau. Or les
roches de la croûte océanique
n’ont pas les mêmes
compositions. Il serait donc
étonnant qu’elle forme les mêmes
roches magmatiques et surtout
plutoniques qui sont les roches
refroidies en profondeur. En effet,
actuellement, les roches de la
croûte continentale se forment
dans les plutons qui sont des
poches de roches plutoniques.
La Terre produirait donc plus de
croûte continentale car l’activité
volcanique est plus intense, le
gradient géothermique archéen
est donc plus élevé.
Partie
intéressante
(mais non
attendue) :
limites des
modèles
(en réalité ces
modèles ne
spécifiaient pas
que les roches
produites
étaient de
même nature.
L’argumentation
est juste : cela
ne peut pas être
le cas).
Conclusion
Exploitation des
diagrammes
pression/température Conditions de la
pour la période
formation du
actuelle
magma dans une
zone de
subduction
actuelle :
déshydratation
de la croute
océanique et
hydratation du
manteau, qui
entre en fusion
partielle.
Connaissances
sur la formation
du magma : sa
composition
dépend de la
composition de la
roche qui fond
partiellement.