Croute océanique hétérogène ou lithosphère océanique sans croute au Chenaillet ?

Je viens de lire l'article concernant le Moho au Chenaillet dans le bulletin APBG, et du coup je me pose la question de la définition de la croûte océanique (CO), comment unifier la production par fusion partielle du manteau et la serpentinisation ?

Il y a 2 mécanismes produisant la CO : le magmatisme et/ou la serpentinisation. Dans le cas de ride rapide le magmatisme est le processus majeur. Dans le cas de la ride lente c est la serpentinisation avec une production magmatique variable qui peut être nulle.

Lisez l'article Mevel que je site en référence dans l'article.

On lit aussi fréquemment que dans le cas de dorsale lente on a un océan en grande partie sans croûte. En définissant la croûte comme produit du manteau par fusion partielle.

Tout est une affaire de definition, classification, nomenclature : une definition énonce les éléments caractéristiques d'un objet ; une fois cette définition établie, chacun parle de la meme chose. Ces definitions, nomenclature et classification n'ont pas toujours un caractère contraignant, surtout quand le terme vient d'etre proposé. Le plus souvent les classifications sont des propositions de commissions. Quand une definition est ancienne et definitivement admise, le terme devient contraignant : un basalte est un basalte …

Si l on se cantonne à la definition la plus commune et déjà ancienne telle que vous l enoncez « En définissant la croûte comme une production du manteau par fusion partielle. » on a effectivement « dans le cas de dorsale lente un océan en grande partie sans croûte ».

Maintenant voici 2 questions :

1 – quelle est la definition du Moho ?

2 – On a l'habitude de distinguer le Moho des geophysiciens et celui des pétrologues. Ce moho, les geophysiciens l'ont observé sous tous les oceans. A quoi correspond le Moho des geophysiciens sous les oceans pour le pétrologue ?

1 - Le moho est la limite entre le manteau et la croute.

2 – Dans le cas d'un ocean a croissance rapide (ocean pacifique et ophiolite de type Oman et Chypre) le moho geophysique coincide avec le moho petrologique qui correspond a la limite peridotites du manteau et croute oceanique gabbbroique – basaltique, produit par fusion partielle du manteau.

Dans le cas d'un ocean à croissance lente (oceans atlantique et indien et ophiolite de type Chenaillet) un océan (dans le cas extreme et localement) sans croûte, le moho des geophysiciens correspond au front de serpentinisation pour les pétrologues, limite entre les serpentinites et les peridotites du manteau. Très mathématiquement, si j accepte l equation (1) : le moho = limite manteau – croute, les serpentinites au dessus des peridotites, au dessus du moho des geophysiciens constituent la croute oceanique.

Revenons au Chenaillet et au cas d une production magmatique irreguliere et faible : où se trouve le Moho des pétrologues ? Certainement pas aux limites gabbro – serpentinites qui sont et dessus et dessous dans le cas de la figure 2 de l article à l APBG.

Evidemment il faut faire le buz et c est plus fun de montrer aux eleves le moho !

Je voulais savoir si il existe une formule ou une correspondance pour, à partir de la pression, déterminer la profondeur et inversement. Mais après j'imagine que les correspondances peuvent être différentes selon la nature des roches... et d'autres facteurs entrent peut-être en jeu.

Dans mon livre chez Dunod, p. 12 : "1.3.2 Pression et profondeur", j'écris que la pression est fonction de la profondeur, de la masse volumique (ou densité) et de g, l'accélération de la pesanteur, cad P= rho.g.h avec rho (lettre grecque ) : masse volumique et h la profondeur. Evidemment, ces paramètres physiques varient avec la nature des roches etc. mais en choississant des valeurs moyennes (voir ci-dessous), on obtient une bonne approximation.

On travaille avec des MPa. Dans le livre sur "les océans disparus ...", tu donnes une correspondance d'environ 0.5 GPa pour 20 km, dans ton autre bouquin, tu proposes une multiplication par 0.27-0.3 de la profondeur en km pour avoir la pression en kb.

Est ce qu'on peut diviser par 0.27-0.3 la pression en kb pour trouver la profondeur dans notre cas? 

Oui ; si tu prends l expression simple au dessus tu ecris h (en m)= P/rho.g avec rho (masse volumique) autour de 2700 à 3000kg/m3 , g autour de 10 (9.81)m/s2 et P en pascals.

Sur Google Maps , c'est très simple. Les cordonnées sont portées dans la ligne « rechercher dans Google maps » dans n'importe quel ordre, latitude ou longitude en premier, en écrivant, en degrés sexagésimaux, sous la forme 6°43'49.0''E 44°54'26.0'' N ou l inverse 44°54'26.0'' N 6°43'49.0''E ou bien, en degrés décimaux, 44.907222N, 6.730278E ou bien 6.730278E 44.907222N (avec ou sans la virgule).

Si l'on ne précise pas les lettres N(ou S) et E(ou O), par défaut la latitude est en premier : 44.907222, 6.730278. Un tiret (-) devant la longitude/latitude équivaut à O/S respectivement. Eviter toutes ponctuations et espaces inutiles.

Google maps convertit automatiquement les valeurs en degrés sexagésimaux en degrés décimaux et réciproquement.

Dans Géoportail , faire « recherche avancée (petite croix à droite de « chercher ». Cliquez sur « accès direct par coordonnées ». Choisir degrés décimaux ou sexagésimaux. Dans le premier cas, X est la longitude. (On obtient la valeur en degrés sexadécimaux en cochant «sexadécimaux ».)

Dans la ligne en dessous, choisir une échelle appropriée pour la carte (par ex. 1/38150) et cliquer "Y aller".

J'en suis à la partie fusion partielle et anatexie : il est marqué, page 132 de votre livre « Métamorphisme et Géodynamique » : "Les gradients métamorphiques de MP-HT et BP-HT franchissent généralement la courbe de fusion des granites hydratés". Ma question est :

1) l'anatexie désigne le début de fusion partielle des roches métamorphiques soumises à des HT. Or, je ne vois pas pourquoi le terme de granites intervient, puisque un granite est pour moi une roche magmatique plutonique ... donc je ne vois pas pourquoi cela intervient ici ?

2) de plus, on retrouve souvent dans les ouvrages que "cette fusion partielle donne un magma de composition granitique" : j'ai du mal avec cette définition,  mais après avoir réfléchi je définirai cela de la façon suivante : le début de fusion partielle donne une roche résiduelle et un liquide, le magma. Ce magma aura une composition chimique PROCHE DES granites (donc qz, feldspaths, micas) ??

Ce qu il y a de bien avec votre question 1 c est que vous donnez la reponse en 2 ! En effet, la fusion partielle des sediments pelitiques, les plus abondants dans la croute cont. donne un liquide de composition granitique. L explication en est donnée à la fig. 10.3 de mon livre , si vous n etes pas rebuté par ces diagrammes de phases. (voir cette page pour comprendre le principe d un tel diagramme). La fig. 10.3c resume les compositions de ces sediments (hachuré vertical) proche du cote A'F du triangle (riche en Al2O3 et Fe-MgO) et les liquides eutectiques, premiers liquides de la fusion partielle, proche du pole K, de composition granitique. On remarque que le liquide de fusion partielle (FP) a une composition bien differente du protolithe, ce qui n a pas manqué d intriguer et d entretenir d abondantes et passionnées discussions au milieu du siecle precedent !
Du coup, la courbe du solidus du granite correspond à la limite de la fusion partielle des roches metamorphiques de composition pelitique. Dans le cas de roches basiques (amphibolitiques), la FP donne une roche granitoide (dioritique a granodioritique),  mais peu potassique dont le solidus n est pas tres different du precedent.

Table ronde proposée par Formaterre en novembre 2014: Echange avec un géophysicien (Nicolas Coltice) et un pétrologue (Christian Nicollet)

Invité du Forum SVT de Toulouse en ces mois de janvier et février 2014, je rapatrie quelqu'unes des questions :
(Les questions abordées sur même forum en 2008 restent d'actualités ! Voir sur cette page ou bien sur le site du forum)

Ce panneau était situé sur l arête SO du Chenaillet (il a été remplacé), au dessus de la cabane des douaniers. Ici, un gabbro (isotrope) surmonte le manteau serpentinisé. Se réfèrant au modèle classique issu de la Penrose conférence en 1972 ...

... le panneau indique que l on se trouve au moho de la LO.

Dans le modèle classique, nous avons la superposition du manteau peridotitique, des gabbros lités, puis isotropes, le complexe filonien et enfin les laves en coussins. Et en particulier, au Moho, nous avons la superposition de Gb lités sur un manteau peridotitique, comme ici en Oman .

Au Chenaillet, la superposition observée n est pas conforme à ce modèle :

- Au Chenaillet, et entre autres au niveau de ce panneau, le manteau est serpentinisé cad très hydraté et il n y a pas de peridotites. D autre part, il n y a pas non plus de gabbros lites comme ceux-ci.

- Lorsque vous poursuivez l ascension de l arete SO, au dessus des gabbros, pas de complexe filonien, mais directement les laves en coussins. Mieux encore, lorsque vous etes redescendu sur l arete NE jusqu au col du Chenaillet, vous avez trouve des breches de laves en coussins directement sur le manteau serpentinisé (et traversé de veines de carbonates = ophicalcites) : pas de gabbro, pas de complexe filonien entre les 2.
Pour completer cette belle superposition peu conforme au schéma ci-dessus , voici ce que vous avez pu voir à l est du lac qui a ete construit pour alimenter les canons à neige dans les prés de Gondrans :

En s approchant de la pente (flanc ouest de l arete NO du Chenaillet), on touche les serpentinites surmontées d une lentille de gabbro (recoupée de qqes filons de basalte). Au dessus, on trouve à nouveau les serpentinites sur env. 50m d epaisseur, surmontées par les laves en coussins.
Ce schema de mes collègues Lagabrielle et Cannat et la colonne dessinée par Manastchal et al. montrent que les gabbros ne sont pas au dessus du manteau, mais sont à l interieur de celui-ci. Des coulees de laves en coussins peuvent surmonter cet ensemble, mais le manteau serpentinisé a pu constituer le plancher oceanique.

Ces differentes observations montrent que la LO n est pas uniforme. En simplifiant, on peut distinguer 2 Lithosphères océaniques :

Sur le modèle de gauche (croute hétérogène, le manteau péridotitique vert clair s'hydrate au niveau du "moho" = serpentinite : vert sombre.

Il y a quelques décennies de cela, les géophysiciens ont montré l'existence, sous le plancher océanique, de plusieurs discontinuités à faible profondeur (inf. à 10 km). Celles-ci ont été interprétées comme les limites entre les différents niveaux de la croûte océanique (CO), au dessus du Moho. Les propriétés sismiques des différents niveaux séparés par ces discontinuités étaient compatibles avec la superposition observée dans certaines ophiolites comme celles d'Oman ou de Troodos à Chypre : sédiments, roches volcaniques, ensemble filonien, gabbros isotropes et lités au dessus du Moho : cela a donné lieu au schéma de droite sur la figure ci-dessus (et la 1ere fig.).

Le Moho « géophysique » est observé sous les différents océans. Pourtant, on a constaté que la CO sous l'Atlantique ne correspondait pas à cette superposition, puisque le manteau serpentinisé (hydraté par l'hydrosphère) peut constituer le plancher océanique. C est aussi ce que l'on observe dans les ophiolites alpines comme le Chenaillet. C'est le schéma de gauche sur la figure. Le panneau cité ci-dessus (qui a été modifié) ne se situe pas au moho, mais à la base de n'importe quelle lentille de gabbro (lentilles marrons sur la fig.), dans la « CO ».

Dans ce cas, quelle est la signification de ce « Moho géophysique » qui ne coïncide donc pas avec le classique « Moho pétrologique » ?
Il se trouve que les serpentinites et les gabbros ont des propriétés géophysiques qui ne sont pas très différentes. On en conclut donc que dans les océans tel que l'Atlantique, le Moho représente le « front de serpentinisation », à quelques km sous le plancher océanique (limite entre le vert clair et vert plus sombre sur la fig.). Ce front de serpentinisation est la limite entre le manteau péridotitique et les serpentinites. ( voir le front de serpentinisation à Lanzo ? )
Ainsi, dans ce cas, la « CO » au dessus du Moho (c'est à dire au-dessus des péridotites) est constituée de serpentinites (=manteau hydraté) contenant quelques poches de gabbros, traversées de rares filons et surmontées parfois de laves en coussin. Ce Moho et cette « CO » ont un statut un peu particulier.

Où est le « Moho » au Chenaillet ? Il n y a pas de péridotites et donc, pas de moho. Le chevauchement de cette portion de la LO ligure s'est fait au dessus du « moho », dans la « CO »

Une telle « CO », avec peu de roches magmatiques (gabbros et basaltes), s'explique par une faible production magmatique qui, elle-même, s'explique par une vitesse d'expansion faible.
Pour plus de détails, voir cette page pour comprendre la relation entre vitesse d expansion et production magmatique .

Voir aussi l'article pour le Bulletin de l'APBG " Mais où est donc le moho au Chenaillet ?"

Je suis perplexe face à cette attente du programme de TS : « La compréhension du transfert thermique dans la Terre permet de compléter le schéma de tectonique globale en y faisant figurer la convection mantellique. » Sachant qu'il n'y a pas vraiment de couplage entre convection mantellique et déplacement des plaques tectoniques, ou du moins qu'il n'y a pas de remontée profonde de matériel chaud au niveau des dorsales, comment peut-on comprendre cette phrase ?

Il y a bien couplage entre convection mantellique et déplacement des plaques tectoniques, meme si, effectivement, il n'y a pas (toujours ?) de remontée profonde de matériel chaud au niveau des dorsales. Les remontées profondes se font preferentiellement aux niveaux des points chauds.

La complexité de la convection terrestre tient au fait qu elle se fait sur un materiel rhéologiquement hétérogène : la convection dans le manteau se fait dans un materiau ductile qui est relayé, à la surface, par un materiau rigide: la lithosphère. Imaginez une casserole d eau que l on chauffe, avec des glaçons: les deplacements de la convection en surface seraient modifies. Mieux encore, cette lithosphère rigide est constitué de L. oceanique (LO) et de L. continentale (LC) qui ont, elles memes, des proprietes physiques differentes, en particulier, pour ce qui nous interesse, la densité. Résultat, l une s enfonce dans l asthénosphère car elle est plus lourde que celle-ci et l autre est (pratiquement) insubmersible. La LO lourde (et rigide) s enfonce dans les zones de subduction et entraine la plaque ; le volume de Lo enfoui est compensé par une remontee du manteau par decompression : ce n est pas chaleur qui cree un diapir à la ride mais la simple decompression adiabatique qui fait monter du manteau chaud, ceci, à priori, indépendamment des remontees profondes des points chauds. La subduction est le moteur de la tectonique des plaques (mais pas de la convection mantellique).

Par ailleurs, les continents n'ont pas un comportement statique dans cette tectonique des plaques. L idee que la subduction est initiée spontanément par le poids de la LO lorsque son age atteint 30-60 Ma est theorique. Ceci serait peut etre vrai avec une L. homogene (LO), en l absence de LC. Les exemples de subduction d une LO sous une LO (d epaisseur normale) sont rares (Mariannes, Izu-Bonin) tandis que les subductions sous un LC sont assez nombreuses (la majorite du pourtour pacifique).

Prenez l exemple de l atlantique qui n a pratiquement que des marges passives ; sur sa cote NO (Terre Neuve), c est une des portions les plus vieilles de la LO en place (hors ophiolites), surchargée des sediments qui ne subduit pas ! Au contraire, de l autre cote des Ameriques, c est une LO jeune qui subduit (subduction forcée d une LO moins lourde que l asthenosphere sous jacente). Les 2 lieux où l atlantique subduit sur sa cote Ouest, c est entre les 2 blocs des 2 ameriques et au sud de l amerique du Sud.

Ainsi le passage de la convection dans un milieu ductile et relativement homogene dans le manteau à un milieu rigide hétérogène (LO + LC) crée qqes perturbations mécaniques.

Où s initie la ride ? N importe quel point de faiblesse d une LO « tirée par une subduction » ? On remarque que certaines rides sont liées à la dislocation de la Pangee : la ride atlantique epouse la forme des cotes americaines et europeenes et elles est ponctuée de plusieurs points chauds : islande, acores, etc. Il a ete propose que la dislocation de la Pangee serait du à l accumulation de chaleur sous le super continent qui se serait « libérée » avec la formation de points chauds lesquels auraient « decoupé le continent selon les pointillés », initiant ainsi certaines rides océaniques.

Le Moho peut-il passer dans le manteau? Quid de la définition du Moho? Finalement on arrive à la question: "Dans un tel contexte, où faire passer le Moho dans l'ophiolite du Chenaillet ?"

Inutile d'aller au Chenaillet pour voir le Moho (contrairement à ce qui est annoncé sur ce panneau ): le chevauchement de l'ophiolite du Chenaillet s'est fait au dessus du Moho.

Il y a quelques décennies de cela, les géophysiciens ont montré l'existence, sous le plancher océanique, de plusieurs discontinuités à faible profondeur (inf. à 10 km). Celles-ci ont été interprétées comme les limites entre les différents niveaux de la croûte océanique (CO), au dessus du Moho. Les propriétés sismiques des différents niveaux séparés par ces discontinuités étaient compatibles avec la superposition observée dans les ophiolites : sédiments, roches volcaniques, gabbros au dessus du Moho. Le Moho « géophysique » est observé sous les différents océans. Pourtant, on a constaté que la CO sous l'Atlantique ne correspondait pas à cette superposition, puisque le manteau serpentinisé (hydraté par l'hydrosphère) peut constituer le plancher océanique. Dans ce cas, quelle est la signification du « Moho géophysique » qui ne coïncide donc pas avec le classique « Moho pétrologique » (tel que l' on peut le voir en Oman par ex. : passage des gabbros lités au manteau sous-jacent) ?
Il se trouve que les serpentinites et les gabbros ont des propriétés géophysiques qui ne sont pas très différentes. On en conclut donc que dans les océans tel que l'Atlantique, le Moho représente le « front de serpentinisation », à quelques km sous le plancher océanique. Ce front de serpentinisation est la limite entre le manteau péridotitique et les serpentinites. (voir le front de serpentinisation à Lanzo ?)
Ainsi, dans ce cas, la « CO » au dessus du Moho (c'est à dire au-dessus des péridotites) est constituée de serpentinites contenant quelques poches de gabbros, traversée de rares filons et surmontée parfois de laves en coussin.
Une telle « CO », avec peu de roches magmatiques (gabbros et basaltes), s'explique par une faible production magmatique qui, elle-même, s'explique par une vitesse d'expansion faible.
Pour plus de détails, voir cette page et celle-ci pour comprendre la relation entre vitesse d expansion et production magmatique.

Concernant le programme de TS, on doit expliquer aux élèves comment la déshydratation de la lithosphère océanique en subduction favorise l'hydratation de la péridotite sus-jacente qui peut alors atteindre le solidus hydraté et permettre la fusion partielle de celle-ci et ainsi former de nouvelles roches de la croûte continentale. Seulement je ne trouve pas le lien entre l'un et l'autre dans la mesure où la déshydration se réalise à de faibles profondeurs (avant 50 km de profondeur) alors que le solidus hydraté de la péridotite n'est atteint, au mieux qu'à 80 km de profondeur.
Donc soit mes sources ne sont pas exactes, soit il me manque un bout de l'histoire.

Vos sources ne sont pas fausses et le bout de l histoire qu il vous manque n est pas encore totalement clarifié.

Les roches de la lithosphère océanique (LO) se déshydrate assez rapidement, à des profondeurs faibles (entre 10 et 20 km ) lorsque les minéraux de basses T des roches hydratées de la partie superficielle de la croute sont remplacés (passage faciès zeolite – pump-prehnite au faciès schistes bleus). Dans les conditions du faciès schistes bleus, la déshydration est faible et ne devient importante qu'au passage au faciès éclogite, vers 50 km de profondeur. Il faut donc admettre que le coin mantellique hydraté est lui-même entrainé en profondeur pour atteindre les 100 km , profondeur à laquelle celui-ci fond. Pour expliquer cet enfouissement, on suppose que le coin mantellique convecte.

Schéma d'introduction à une conférence pour l'APBG Clermont et à Montpellier.

Que ce coin mantellique serpentinisé, donc déformable soit entrainé par la LO plongeante n est pas déraisonnable. Le problème est qu il faut laisser remonter entre les 2 les portions d éclogites (et de roches de Ultra H P comme les roches à coésite de Dora Maira) que l on trouve à la surface, dans les Alpes par ex.

Pour expliquer cette exhumation, on a proposé l existence d un « chenal serpentineux » entre le coin mantellique et la LO plongeante. Ce chenal entrainerait (principalement par gravité) avec lui vers la surface des portions de LO éclogitisées.

Première roche continentale : j'ai une question auquel je ne trouve de réponse nulle part : quand est-ce que ce sont formés les premières roches continentales, dans quelles conditions et à partir de quelles matières. En effet, nous enseignons à nos élèves que les roches océaniques se recyclent par subduction et que les plus anciennes ont environ 200 millions d'années, qu'en est-il des roches continentales ?

La Terre est la seule planete rocheuse du systeme solaire a posséder 2 croutes. Cette specificite de notre planete est liée à la presence de l eau dans les conditions proches des changements de phases (liquide, vapeur et glace).

La croute oceanique (CO) a moins de 200Ma. La CO et le manteau lithospherique qu elle surmonte constitue la lithosphère oceanique (LO) qui s'alourdit en refroidissant et devient « rapidement » plus lourde que l athenosphere qu elle surmonte. Aussi la CO (LO) retourne regulierement dans le manteau dans les zones de subduction. Mais bien sur, la CO existait avant : quelques rares temoins de cette LO ont echappe à la subduction et sont venus reposer sur la croûte continentale ; ces ophiolites ont jusqu'à 2 Ga et meme selon certains auteurs jusqu à 3.8Ga.

Par contre les roches de la croûte continentale (CC) sont vieilles, car la CC est trop légère pour retourner dans le manteau. Les plus vieilles roches de la CC ont 4Ga (gneiss d Acasta au Canada). Des roches sedimentaires de Jack Hills (en Australie) déposées il y a 3Ga contiennent des zircons detritiques (ces mineraux chronometres) dont l age s echelonnent entre 4 et 4.4Ga, cad 170Ma apres l'accretion de notre planete. Des micro-inclusions de mineraux dans ces zircons indiquent que la roche magmatique les contenant était un granitoïde, roche caracteristique de la CC.
On estime que les 2/3, voire les ¾ du volume de la CC étaient formés à la fin de l archeen (2.5Ga ; voir cette page ). Actuellement, on estime que la croissance crustale est proche de 0 : création et destruction de la CC s'équilibreraient à peu près.

A l heure actuelle, la croute continentale (CC) se forme par fusion du coin mantellique hydraté qui chevauche la lithosphère oceanique en subduction. Celle-ci se deshydrate en se metamorphisant et libere de l eau qui hydrate le coin mantellique. L eau abaisse le solidus du manteau à environ 1000°C. Le magmatisme de ce domaine geodynamique, appelé magmatisme d arc se caracterise par l abondance d andesite, roches de composition intermediaire, proches de la composition de la CC. Pourtant le magma produit de la fusion du manteau est toujours basique. Dans ce magmatisme d arc, les roches basaltiques existent (tholeites d arc) mais sont pourtant minoritaires. En effet, le magma basique produit par la fusion du manteau subit une différenciation magmatique dans des chambres magmatiques au cours de son ascension vers la surface, ce qui les transforme progressivement en andesites. (La contamination de ce magma basaltique par les roches de la CC preexistante intervient également dans la modification des ces roches.)

Cependant, il semble que le mode de genese de la CC est changée au cours des temps geologiques. En effet, à l Archeen, le globe etait beaucoup plus chaud. Dans ce cas, la CO oceanique plongeante, au lieu de se deshydrater en se métamorphisant, fondait (partiellement) pour produire des roches de composition proche des andesites, les adakites ( pour plus de details, voir cette page ). Puisque nous avons remarquer que la CC s est formée majoritairement à l archeen, ce modele serait a l origine de la majorite de la CC.

Lire l'article "Origine et évolution de la croûte continentale" accessible à cette page.

On me pose trop souvent la question "est ce que le grenat est un minéral indicateur de hautes pressions? " ou bien, ce qui est l'expression de cette même question, celle-ci : "est-ce que les valeurs P et T du domaine pour le grenat sur ce diagramme (fig. de gauche) sont justes ?" :

Non, le grenat, n est pas caractéristique de HP. On le trouve dans les micaschistes du faciès schistes verts, dans les amphibolites à grenat du faciès Amphibolite d'un gradient de MP-HT comme dans les éclogites d'un gradient de HP-BT, etc.

Le champ de stabilité d'un minéral seul est souvent très vaste ; c'est le champ de stabilité d'un assemblage de minéraux qui est beaucoup plus réduit, car le champ de stabilité de ce minéral seul est réduit lorsque celui-ci est associé à un autre minéral. Sur la figure de droite (qui illustre les roches suivantes), la réaction A+B=C ne limite pas les champs de stabilité des minéraux A ou B seuls : la réaction limite (vers les HT) l'association A+B. Par contre, cette réaction limite le champ de stabilité (vers les BT) du minéral C seul.

Sur la figure de gauche, le champ "grenat métamorphisme" (ce qui ne veut pas dire grand chose) ne limite pas le champ de stabilité du grenat seul, mais de l'association grenat + clinopyroxène (ou jadéite pour simplifier), association caractéristique de l'éclogite ; ceci correspond aux limites du faciès éclogite.

Puisque je suis sur cette page, voici qqes images pour faire honte à leurs auteurs :

Trouvée dans le journal des tout petits "Pomme d'api" ; ce dessin a t'il été inspiré de cet ouvrage "Histoire naturelle" ; enseignement primaire - programmes de 1920 ?

Cette idée que la croute repose sur un magma est bien ancrée : pourtant le manteau magmatique est une situation exceptionnelle !

Et celle-ci, signalée par une collègue dans le Forum de SVT :

sur le site de l'Encyclopédie Larousse, on remarquera le chalumeau dans le magma sous la plaque lithosphérique. A noter que la collègue s'est donnée la peine d'envoyer, en décembre 2012, un mail a l'éditeur. A la date d'aujourd'hui, le 22/01/14, l'horreur persiste !

Certains s'intéressent à la correction de l'exercice donné récemment au Bac de Pondichéry. Je vous propose la mienne ...

L'exercice consiste à placer la roche contenant l'assemblage minéralogique qtz-biot-musc-cord-sill dans le diagramme PT en fonction des différentes réactions de ce diagramme. La photo du document 1 est celle d'une migmatite, c'est à dire une roche qui a fondu partiellement. L'énoncé insiste un peu maladroitement dans ce sens en disant que les roches sont "apparentées au granite". L(es conditions de formation de l)a roche se situe donc à droite (plus HT) de la réaction 4. D'autre part, la roche contient l'association musc+qtz et se situe de ce fait à gauche de la réaction 3. Si l'on ajoute à cela que la roche contient de la sillimanite (le "un peu de sill" ou beaucoup ne change rien !) dont le champ est limité par les 2 courbes épaisses de droite, on délimite le petit triangle jaune (qui se ferme au dela de la figure, vers les hautes pressions). Une information supplémentaire, mais inutile*, est donnée par la réaction 2. Les conditions de formation de cette roche se situe à droite, puisque celle-ci contient de la cordiérite (et pas de chlorite).

La difficulté principale pour l'élève est qu'il raisonne en terme de "minéral" et pas en terme de "association de minéraux". Ainsi la roche contient à la fois de la musc et de la sillimanite ; mais comment la placer par rapport à la réaction 3, puisque dans cette réaction la muscovite se situe du côtés basses températures et la sill côté hautes températures ? Parce que le point important, ce n 'est pas le seul minéral musc ou sill mais l association musc+Qtz d'une part et Sill+Fpotassique d'autre part.

Ceci s'explique bien : considérons une roche à plus hautes T que la réaction 3 et qui contient Fk+Sill ; si cette roche se refroidit et est ramenée à plus basses T que la réaction, celle-ci va se réaliser dans le sens : Fk+sill+eau = musc + qtz (ces réactions sont réversibles) et ceci jusqu'à disparition de l'un des 2 minéraux réactants : sill et Fk. Si le Fk est en quantité inférieure à la sill, la réaction s'interrompt et la roche contriendra musc+Qtz+sill (dans le domaine jaune).

* peut-être pas si inutile que çà : cette réaction 2 permet de limiter les "dégâts" au cas où le document 1 n'est pas interprété comme une migmatite. Dans ce cas là, les conditions de formation de la roche sont situées à droite de la réaction 2 , à droite de disthene = sill, à droite de and = sill et à gauche de la 3. La réponse est tout à fait honorable.

Pour que la photo du Doc. 1 soit convaincante, il faudrait que l'on puisse voir que les niveaux leucocrates ont une texture grenue de roche magmatique et ne présentent pas la structure planaire (=foliation, schistosité) de la roche métamorphique non fondue (que l'on voit - pardon que l'on suppose - dans les niveaux sombres), comme par exemple sur cette photo ou bien celles ci. On remarquerait alors, sur le doc. 1, que ces niveaux tres plissées à gauche de la photo ont une texture de roche magmatique (non deformée) ! Une contradiction apparente qui s'explique par le fait que ces roches sont fondues partiellement, donc très ductiles et, de ce fait, se déforment très facilement pour un déviateur des contraintes (des forces) qui peut etre faible. Ce plissement intense des niveaux leucocrates non déformés est, pour le pétrologue, un argument supplémentaire pour la fusion partielle.

question subsidiaire : je n'arrive pas a comprendre car on a besoin de montrer également qu'il y a formation de biotite, mais il n'y a pas de biotite entre la courbe 3 & 4.

La reaction 1 stipule que la biotite existe a droite (plus hautes T) de cette reaction 1 ; le mineral existe dans toutes les conditions à droite de cette reaction jusqu'à une autre reaction qui le ferait disparaitre. Il n'existe pas, sur la figure, une telle réaction : cela indique donc que le mineral peut exister dans toutes les roches qui se trouvent à droite de la reaction 1.

J'ai d'abord appris que le moteur la tectonique des plaques était lié à l'expansion à la ride, avant d'apprendre qu'il était lié à la subduction. ; le moteur de la tectonique serait la gravité.

En effet, si nous prenons l exemple de l'océan pacifique, la gravite serait le moteur de la subduction. A l'ouest, une LO (lithosphère océanique) lourde plonge « spontanément » . Elle est lourde parce qu elle est ancienne ; c est la subduction spontanee . Sur la cote Est de l'océan, la LO jeune est légère et a du mal à plonger sous les continents américains ; c est la subduction forcée. La gravité semble bien être un moteur de la subduction.

Mais est ce que cette subduction et la gravite sont le moteur de la tectonique des plaques dans son ensemble, cad egalement moteur de l expansion ? La ride s ouvrirait parce que la lithosphere est tiree par la subduction.

L'océan atlantique est un bel exemple d'océan mature, avec une ride vraiment médio-oceanique, cad bien au milieu de l'océan. Si l'on excepte son extrémité sud et les antilles, ces marges sont passives. Et pourtant, sur le bord de cet ocean « standart », la croute oceanique est la plus vieille de tous les oceans (env. 180Ma – à l exception de la mediterranee). Pourquoi cette LO ancienne, surchargée de sediments ne subduit-elle pas ? Alors que de l autre cote des ameriques, c est une LO jeune qui subduit ! (Il est vrai que celle-ci ne l etait pas lorsqu elle s est initiée il y a plus de 100 Ma). La subduction n est certainement pas le moteur de l accretion a la ride medio-atlantique. La presence de sudbuction de l atlantique entre les 2 continents americains (antilles) et au sud montrent que les continents perturbent pas mal le mecanisme de la tectonique des plaques.

Je  me pose depuis longtemps une question sur la fusion partielle, ne  parvenant pas à y répondre. Les magmas primaires issus d'un  pourcentage de fusion faible sont ils plus riches en silice que les  magmas issus de fusion plus importante (la silice est elle  incompatible ou bien reste-elle dans la roche mere? )

Oui la silice est incompatible. Voici ce tableau (extrait de l'excellent ouvrage de Juteau et Maury) qui est explicite.

Les lherzolites representent le manteau "fertile", (MF) qui est susceptible de fondre pour donner un manteau Residuel (MR) qui est harzburgitique et un magma L (soit MORB = basalte de la ride ou OIB : basalte des iles oceaniques). Le MR est moins riche en SiO2 que MF, lui meme moins riche en SiO2 que L. A gauche, le manteau primitif, inaccessible, manteau inferieur dont l analyse est obtenue par le calcul en faisant l hypothese que la lherzolite est deja "residuelle" et a subi deja des episodes de fusion partielle.

Je sais qu'ensuite, les magmas évoluent par cristallisation  fractionnée et donc le magma résiduel s'enrichit en silice, ...

cela decoule du meme mecanisme : quand une roche fond, la silice "va" dans le liquide ; c est la meme chose dans l autre sens : lorsqu un magma cristallise, ce magma residuel s enrichit en silice.

... mais mon problème est plutot avant la cristallisation, dans le  magma primaire. Y a t'il des différences majeures en silice entre  les séries, ou stade non différencié? (un magma tholéitique est il  déjà plus riche en silice, et ce parce qu'il aurait plus fondu?

Je suppose que vous voulez dire ".. et ce parce qu il derive d une roche qui a plus fondu?" Si c est bien cela, alors vous avez deja oublie ce que vous avez ecrit au dessus : vous ecrivez l inverse.
Il y a des differences en silice entre les series tholeitique et alcaline (et calco-alcaline). Mais la attention, pour interpreter les differences chimiques entre les series magmatiques, on ne peut pas se limiter a la seule influence du % de fusion partielle (FP) : la chimie et la mineralogie du manteau source (harzburgite ou lherzolite , avec spinelle ou grenat, ...) ; la presence d eau (et de mineraux hydrates : amphibole, etc.) dans cette meme roche source ; la profondeur a un role important : un faible % de FP a grande profondeur donne un magma (alcalin) moins siliceux qu un magma (tholeitique) provenant d un % de FP plus eleve a faible profondeur !
Mais la il y a beaucoup a dire et je vous conseille l excellent bouquin de Juteau et Maury : geologie de la croute oceanique chez dunod ou chez Vuibert pour la reeddition.

L'hydratation du plancher océanique - Peut-on dire ceci :
1. L'eau de mer pénètre dans la croûte océanique par des fissures ce qui a pour conséquence l'hydratation du plancher océanique.

Tout a fait ! On considere que la croute est perméable jusqu a la base du complexe filonien (des rides rapides), mais de l eau penetre dans les gabbros et meme jusque dans le manteau comme en temoigne la presence de mineraux hydrates dans les filons gabbroiques qui traversent ce manteau .

2. Cette hydratation provoque une altération chimique des roches du plancher. Les minéraux des gabbros et les péridotites s'altérent (= s'hydratent) : ils intègrent alors dans leurs formules chimiques des radicaux hydroxyles (OH-) qui étaient absents dans les feldspaths, pyroxènes et olivines primaires.

Les péridotites sont serpentinisées dans une ride lente, car celles ci constituent parfois le plancher océanique. Dans une ride rapide, le manteau est sous une croûte océanique continue et n'est pas (ou peu) serpentinisé, car peu accessible a l eau. L'olivine et les pyroxènes sont remplacés par de la serpentine et amphibole dans les peridotites serpentinisées. Par contre, dans les gabbros, ils réagissent l'un et l'autre avec le plagioclase pour donner, selon le cas, de l hornblende brune, actinote (qui est aussi une amphibole) et de la chlorite. Ce n'est généralement pas un minéral qui en donne un autre, mais une reaction entre des minéraux pour en donner d autres. Voir, par exemple, ici pour illustrer ces propos.

En effet, la contribution de l hydrothermalisme au refroidissement du globe est considérable. Il contribue au 1/3 de ce qui est évacué par la croûte océanique (les 2/3 restant le sont par conduction sur l ensemble de la surface des plaques océaniques).

Quartz dans éclogite Dans le très beau logiciel de Pierre Perez et Jean-Yves Guchereau illustrant la "subduction", logiciel que nous utilisons en TS, les auteurs ont choisi de nous présenter une éclogite renfermant du grenat, du clinopyroxène, mais aussi du quartz...
-D'où vient ce quartz? peut-il provenir des sédiments déposés sur la croûte océanique et qui participent eux-aussi à la subduction?
-Est-il rare ou non (comme pourrait le laisser penser l'illustration du logiciel) d'en rencontrer dans des éclogites? Vous même avez publié cette photo , mais cette fois en provenance des Alpes...où on pouvait supposer qu'une croûte continentale très amincie ait pu entrer en subduction...

Le quartz provient de la transformation minéralogique de la roche au même titre que le grenat ou le clinopyroxène de l'éclogite
Un basalte ou un gabbro se transforme en éclogite sans modification chimique ; inutile d'imaginer une contamination par les sédiments lors de la transformation de la roche en éclogite. Ce métamorphisme est considéré comme isochimique ; approximation que nous utilisons souvent et qui est en général largement suffisante.

Un gabbro contenant du pyroxène et du plagioclase recristallise en un autre pyroxène (sodique = omphacite) et du grenat. Il peut s'y ajouter des minéraux dits accessoires, car en petite quantité. Le quartz fait partie de ceux ci : c'est un minéral commun des éclogites, mais en petite quantité. A partir d une composition chimique donnée d'une roche (=isochimie), du quartz peut être présent ou pas en fonction de la composition des autres minéraux présents.

Considérons par exemple les 4 minéraux des gabbros et éclogites : pyroxènes dans les 2 roches, plagioclase dans le gabbro et grenat dans l'éclogite. Les pyroxènes dans les 2 roches ne sont pas identiques mais leur composition en SiO2 est voisine (env. 50% de l ensemble de la composition du minéral) ; le plagioclase a en moyenne 50 à 55% de SiO2 (plagioclase de composition intermédiaire entre albite et anorthite) et le grenat est plus pauvre en SiO2 avec des valeurs autour de 36 à 40%. A la louche, vous voyez que l assemblage Prx + Pl est plus riche en SiO2 que l assemblage Prx + Gt : il se forme du quartz dans l'éclogite.

Une autre façon d'aborder la question est de regarder les réactions qui « fabriquent » les éclogites. Par exemple, la jadéite, pôle pur sodique du clinopyroxène se forme a partir du pôle sodique du plagio, l'albite : albite = jadeite + Qtz.

A partir d'une roche qui ne contient pas de quartz, on peut fabriquer une roche qui en contient. Dans le même ordre d'idée, la transition du faciès amphibolite au faciès éclogite se fait par la réaction : hornblende + Pl = Cpx + Gt + Qtz qui forme du quartz a partir une roche initiale qui pouvait ne pas en contenir.

Schistosité - foliation – lineation : Extrait des rapports du CAPES de Jury de 2007 : "L'analyse des déformations à partir d'un échantillon ou d'un affleurement est souvent mal conduite : confusion entre axes des déformations et axes des contraintes principales ; définition d'une contrainte, précautions pour se permettre de passer des déformations aux contraintes. Dans ce domaine également, quasiment tous les candidats confondent schistosité, foliation et linéation, ne connaissant pas la définition de ces concepts.»

Je pense que le rapporteur a surtout voulu insister sur la confusion entre schisto-foliation ET linéation. Et peut être bien sur, dans son envolée, il fait allusion a la distinction schisto-foliation. Mais compte tenu de la confusion assez courante au sujet de ces 2 mots, on ne peut pas sanctionner fortement un candidat pour ce seul fait.

Sinon, dans leur ensemble, ces remarques sont justifiées. Les etdts confondent ellipsoïde des contraintes et ellipsoïde de la deformation alors que seul le second est « visible » sur les roches observees ; une contrainte est une force : elle ne peut pas etre directement visible. D autre part, ces 2 ellipsoides n'ont pas la meme orientation. Si le champ des contraintes reste constant, l ellipsoïde de la deformation est perpendiculaire a celui des contraintes (c'est mieux avec une image). En fait, comme remarqué par le rapporteur, il est difficile de faire les relations entre ellipsoïde de la deformation et celui des contraintes. Il est possible de faire le lien dans le cas de la deformation cassante, car les structures (la deformation) precoces sont preservees (failles, stries, etc.) meme si l'orientation de l'ellisoide des contraintes change. Dans le cas de la deformation ductile, l ellisoide de la deformation est l ellipsoide de la deformation finie qui a perdu la trace des deformations precoces. Il vaut mieux se garder de parler d ellipsoïde des contraintes dans le cas de deformation ductile ! Autre erreur courante : lorsque 2 roches ou une meme roche sont plus ou moins deformée a proximite l une de l autre (qqs m a hm), il ne faut pas en deduire que les affleurements ont supporté un champ de contraintes différents. La deformation est heterogene et celle-ci peut etre variable sous un meme champ de contraintes.
La distinction schisto-foliation/lineation est importante : la foliation matérialise le plan d'aplatissement de l'ellipsoïde de la déformation finie (il contient deux axes de l ellipsoide de la def. finie X et Y). Cette surface porte parfois une linéation qui indique la direction de l'étirement, cad l axe X de l ellipsoide de la def. (la foliation/schisto est un plan ; la lineation est une ligne). Il est alors possible de cartographier l'orientation de l'ellipsoïde de la déformation finie (le dernier axe est perpendiculaire au plan de foliation), comme ici.

Domaine de stabilité des minéraux d'un gabbro. Dans les diagrammes P-T, le domaine plagioclase + pyroxène existe pour des Températures élevées (800-1100°C), mais jusqu'où "descend-il" en Profondeur? Est-ce 25-30 km de profondeur comme nous le montre le diagramme? et si oui, a-t-on cela dans la Nature, puisque l'épaisseur de la croûte océanique est de 6-7 km de profondeur?

Le champ de stabilite de l assemblage Prx+Pl est tres vaste. En fonction de la T, il depend de la presence d eau. Ce sont les relations respectives faciès amphibolite a Hbl+Pl / facies granulite Prx+Pl. En conditions anhydres, l assemblage Prx+Pl est stable jusqu a basses temperatures. En presence d'eau, il est limité vers les BT, a env. 700°C.

Les champs de stabilite de Prx+Pl et Hbl+Pl sont stables jusqu a des profondeurs importantes : entre 6 ? 10kb (20-30km). Pourquoi cette large gamme de P ? Parce que les reactions limites dependent de la composition chimique ; elles n ont pas de position fixe dans l espace PT et ne sont pas representees par une ligne : on dit que ces reactions sont « continues » (par opposition aux reactions discontinues comme, par ex., la transition disthene = sillimanite). Ces reactions continues sont la base de la thermobarometrie : connaissant les compositions chimiques des mineraux d une roche, on peut calculer precisement (en theorie) la P et T de formation de l assemblage. Voir eventuellement la page

Effectivement, l assemblage Prx+Pl (et Hbl+Pl) est stable dans l ensemble de la croute oceanique (CO). Mais ce n est pas le seul endroit où se mettent en place des magmas basiques :
-dans le manteau lui-même a des profondeurs variables : on trouve des gabbros sous le moho oceanique et, à plus grande profondeur, des clinopyroxènites à grenat proviennent de la cristallisation de magma basique.
-dans la croute continentale profonde, (cad entre 25-35km) mis en place, en particulier, lors de l histoire finale d un orogene. Dans la zone d Ivrée, dans les alpes italiennes, des magmas basiques se sont mis en place, a la fin de l orogene hercynien, dans la croute inf. sous forme de roches a Prxs+Pl / Prx+Pl+Grenat (+/- Qtz, Hbl)

Les differents facies metamorphiques sont delimites par des reactions continues. Sur cette figure, le systeme est en presence d eau. Les transitions entre les faciès peuvent etre larges. La reaction Opx+Pl=Cpx+Gt+Q est un geobarometre classique des roches basiques.

Et comment la diminution de température, d'un gabbro par exemple favorise-telle les réactions du métamorphisme? on pourrait penser que ces réactions (ces circulations d'éléments chimiques) sont plus "faciles" si la température est plus élevée... ou bien est-ce l'eau qui est plus importante dans ce métamorphisme hydrothermal?

La diminution de la T ne favorise pas les reactions : au contraire. La vitesse de reaction est une fonction exponentielle de (entre autres) la T (equation de type Arrhenius) : lorsque T diminue, la vitesse de reation diminue tres vite. Dans le gabbro, les reactions sont facilitées si elle se realisent a HT, au debut du refroidissement. Elles sont egalement favorisees par la presence d eau et la deformation, qui deviennent preponderant a BT.

De tout maniere, l eau est indispensable dans le cas du metamorphisme oceanique. En effet, celui-ci fait apparaitre des phases hydratees a partir de phases anhydres. Au cours du refroidissement, les reactions qui interviennent sont des reactions d hydratation, par ex. Prxs + Pl + V = Hbl ; d une maniere generale, les reactions de deshydratation de type H = A + V (H : mnx hydrates ; A : mnx anhydres ou moins hydrates que H et V : vapeur d eau) se font tjs dans le sens d une augmentation de T (voir ici pour plus de precisions ).

Dans le cas present, l eau intervient donc de 2 facons : elle est indispensable, car elle intervient en tant que phase de la reaction ; elle favorise la cinetique de reaction.

Pourquoi ça plonge ? La lithosphère océanique se refroidit en s'éloignant de la dorsale et s'épaissit aux dépens du manteau asthénosphérique . Je fais tracer un graphique qui le montre :sa densité devient supérieure à celle de l'asthénosphère. Disons que ça survient au bout de 30/40 millions d'années. Les océans ne devraient pas dépasser cet âge canonique. Nous expliquons alors que si ça ne plonge pas tout de suite, c'est parce que cette lithosphère est portée par des "flotteurs" (zone de dorsales, lithosphère continentale à l'opposé).
Pourquoi ça se met à plonger ? Quelle "force" est à l'origine du décrochement entre une vieille lithosphère océanique et son "flotteur" continental ? Il me semble avoir lu qu'il existe des subductions sans convergence. Que se passe-t-il alors ? (il y a un "trou" entre la zone de décrochage et la plaque qui plonge ?) Les failles qui bordent les marges passives jouent-elles un rôle ? De même, y a-t-il au niveau du globe des subductions débutantes ? (car tous nos schémas sont les mêmes, ils montrent des subductions avec une lithosphère océanique qui descend à des profondeurs vertigineuses).

L initiation de la subduction est effectivement une question d actualite que l on a du mal a cerner dans le detail. Mais si l on ne se preoccupe pas de problemes mecaniques tres precis, les choses restent relativement explicites.
La subduction est sans doute un mecanisme qui ne doit pas se mettre en place facilement. Pour preuve, la duree de vie des zones de subduction. Celles-ci semblent avoir bcp moins la bougeotte que les rides : lorsqu elles sont initiees, elles sont faites pour durer ! La tomographie montrent que la plaque subduite dans l ouest pacifique est enfouie jusqu a des tres grandes profondeurs qui supposent un fonctionnement pendant 150 Ma ! (Ce qui justifie finalement nos schemas montrant des subductions avec une lithosphère océanique qui descend à des profondeurs vertigineuses).
La gravite joue un role preponderant. La subduction ne debute pas des que la LO a atteint la densite de l asthenosphere sous jacente avec l age que vous donnez ( = 30-40Ma), mais bien plus tard. Je ne me souviens plus tres bien, mais c est plutot de l ordre de 70 a 80 Ma, et ce pour la raison que vous dites : la LO est attachee a une LC et a une ride « legeres ». D autre part, sur cette vieille LO s accumulent d épaisses formations sedimentaires ; n oublions pas l effet considerable de la charge sedimentaire sur la subsidence. Cet equilibre instable de la LO vieillissant pourrait durer longtemps si l expansion pouvait etre infinie, mais la terre ne gonfle pas ! On admet que la subduction doit débuter dans des zones de faiblesses. La marge passive, ou la LO est la plus vieille, epaissie par les sediments en provenance du continent, avec ces failles fossiles du rift est une zone de faiblesse favorable. Le s failles transformantes peuvent aussi servir de guide a la subduction debutante ; c est le cas au sud de la Nlle Zelande ou la subduction se propage vers le nord en suivant la faille (transformante) alpine qui decoupe l ile en 2. (le seul exemple de subduction debutante ?)
Qu entendez vous par «des subductions sans convergence. » ? Les subductions accompagnées de bassin d arriere arc ? dans le cas ou il y a « retrait (par gravite) de la plaque subduite » (=Roll back des anglo-saxons) ? Dans ce cas, il y a une zone en extension et le « trou » est en fait remplie par un bassin d arriere arc. Dans le cas de subduction forcee, le mouvement des plaques provoque une compression et une rupture de la lithosphere.

Subduction de dorsales : Il est entendu qu'en Première S, nous consacrons une partie de l'année à étudier les zones en divergence. Nous sommes amenés à présenter les dorsales et ce qui s'y passe en théorie (nous en sommes toujours à ces schémas simplistes des dorsales lentes, rapides, avec une chambre magmatique dont on ne sait pas trop à quoi ça peut ressembler - si vous pouviez nous en dire plus...)

Des schemas simplistes des dorsales lentes et rapides ? Mais alors je suis moi-même simpliste, car c'est encore comme ca que je les presente a vos futurs collegues !
Le concept de rides lentes/rapides n'est pas desuet et tout a fait realiste. Il faut juste rappeler qu'il y a bien sur des intermediaires entre les 2. Mais la vitesse d expansion qui varie de moins d un cm/an (ride tres lente) a 20cm/an (ride tres rapide) a une influence sur la production magmatique.
Si la vitesse d exhumation du manteau a la dorsale est élévée, celui ci se refroidit peu et arrive chaud a faibles profondeurs : il franchit plus ou moins son solidus (en fonction de la vitesse) et fond plus ou moins partiellement.
Au contraire, si ce manteau monte doucement, il a le temps de se refroidir et franchit ou pas son solidus, cad qu"il fond (partiellement) ou pas ! Voir une illustration graphique .
La production magmatique continue au ride rapide a pour consequence une croute oceanique continue, epaisse de 6 a 8km, provenant de la cristallisation du magma mantellique. C est le schema classique proposé a la Penrose conference en 1972. Par contre, plus la vitesse d expansion est elevée, plus la couche superieure (« couche 3 ») volcanique serait mince.

Aux rides lentes, la production magmatique est discontinue dans le temps et ce sont des masses de gabbros qui se mettent en place dans un manteau (serpentinisé) qui peut constituer le plancher oceanique.
Celui-ci, en contact avec l hydrosphère, est serpentinisé. Il n y a pas de croute oceanique (CO) proprement dite. Ce sont des masses de gabbros qui intrudent le manteau ou de rares volcans sous marins. J aime bien la representation qu en ont fait Lagabrielle et Cannat en 3D, meme si celle ci est deja ancienne... Voir aussi ici.
Les geophysiciens trouvent bien une discontinuite sous les lithosphères océaniques (LO) à expansion lente : le moho. Il pourrait s agir, dans le cas present, du front de serpentinisation du manteau. Dans un telle configuration de ride lente, il n existe pas de chambre magmatique permanente, mais seulement des poches de magmas qui se refroidissent sous la forme de gabbros si le magma n atteint pas la surface. Dans ces masses de gabbros, la differenciation magmatique est limitée : il n y a pas (ou peu) de litage magmatique, peu de diversité lithologique (peu de troctolite ? gabbro a olivine et surtout du gabbro ss à clinopyroxène). La taille des cristaux peut varier localement. On peut parler de chambre de refroidissement. Le massif du Chenaillet donne un exemple assez bon de ces « chambres magmatiques » de ride lente. N oublions pas que c est le travail conjugué sur les (meta)ophiolites des alpes et des plongees atlantiques qui ont permis de proposer ces notions de rides lente/rapide.
Il est difficille d evaluer la profondeur de mise en place de ces gabbros avant qu ils ne remontent parfois jusqu a la surface de la LO. En effet, si la taille des cristaux d un gabbro est fonction de sa vitesse de refroidissement et donc, indirectement, de sa profondeur de mise en place, d autres parametres interviennent (les fluides jouent un role significatif) et une quantification n est pas possible. Cette exhumation est associee a la tectonique en extension. Dans certain cas, on parle de « magmatic core complex » (=dome magmatique) remontés à la faveur de faille de detachement, faille normale au pendage faible.

Dans les rides rapides, une chambre magmatique permanente existe, avec, au sommet, une lentille magmatique (noire sur le dessin ci-dessous), mise en evidence par la geophysique. Sous cette lentille magmatique, la chambre est constituée d'une bouillie de cristaux ("mush") avec moins de 10-15% de magma. Cette chambre a une allure en « toit de tente » sur une coupe transverse à la ride. Ce schema, qui n est pas nouveau, n'est (à ma connaissance ? ) pas remis en cause dans ces grandes lignes.

Voir aussi les illustrations de l equipe de A Nicolas a Montpellier.
La ou ca se complique, c est comment ca se passe dans l intimité de cette chambre ! Rappelons que la partie gabbroique de la CO comprend de la base vers le haut : les gabbros lités horizontalement qui passent aux gabbros foliés quand le litage se redresse pour devenir vertical vers le haut. Au dessus, se trouvent parfois les gabbros isotropes aux textures variées (« varitextured gabbros »). Pour certains auteurs, ces gabbros isotropes representent la lentille magmatique sommitale fossilisé. En dessous, les gabbros sont foliés verticalement :
A cause de l « ecoulement poreux » du magma qui alimente la lentille sommitale pour les uns.

Pour d autres, ces gabbros ont un litage horizontal (=accumulation de cristaux par gravite dans la lentile) qui s effondre (se verticalise) vers le bas lors de l expansion (subsidence).
Les zones de transition ne sont pas parfaitement comprises non plus : transition complexe filonien ? laves en coussins ; transition gabbro- complexe filonien. Dans ce 2eme cas, on s attend à un passage tres progressif entre des gabbros dont le grain centimetrique diminuerait regulierement pour atteindre la taille millimetrique des cristaux des filons. Il n en est rien et le passage est relativment contrasté, suggerant une interaction complexe entre le magma et des filons deja cristallisés : fusion partielle des filons, metamorphisme au niveau d une limite qui se deplacerait au gre de l alimentation magmatique ?
Mais, bon .. , tout cela est affaire de specialistes et ne remet pas en question le schema general de la chambre?. Le magma en provenance du manteau monte jusqu a la lentille et impregne la bouillie de cristaux. Une partie de ce magma s echappe vers la surface : le complexe filonien sert de conduit aux coulees en coussins/prismees. En s eloignant de la ride, la lentille cristallise. La presence d amphibole montre le role de l eau sur la cristallisation de la lentille, mais je ne m attarderais pas sur cet aspect.

En Terminales S, nous passons aux zones de convergence, ce qui semble logique car si ça s'ouvre d'un côté, il faut bien que ça se ferme d'un autre (il semblerait que l'on prenne le problème à l'envers - qu'en pensez-vous ?)

Ou est l envers et l endroit ? qui de l oeuf ou de la poule ? Pensez vous a cette discussion : « on nous a dit de ne plus formuler ce genre de problème qui met en avance la dorsale océanique, lui donnant ainsi implicitement un rôle majeur qu'elle n'a pas ! » « Il conviendrait de dire : Comme il y a disparition de surface océanique au niveau des zones de subduction, comment expliquer que la surface de la terre reste constante ? » « Alors il faut étudier les zones de subduction avant les dorsales? »
Pour moi, les dorsales oceaniques ont le role majeur de fabriquer la LO. Et je les presente, en cours, avant les zones de subduction, car il me semble abstrait de faire disparaître la LO et de la ressusciter ensuite. Mais chacun fait comme il le sent.
Dans le deplacement des plaques, est-ce la ride qui pousse ou la plaque subduite qui tire ? Il est significatif de noter que les rides lentes se localisent dans des oceans qui ne subduisent pas (ou peu) alors que l ocean pacifique subduit sur ces differentes marges.

Le pourtour du Pacifique est un formidable terrain d'exemples de zones de subduction. Au niveau des côtes nord américaine, la dorsale est subduite, qu'en resulte-t-il ? (mort de la dorsale ? fin du magmatisme associé ou magmatisme différent ?)

En effet, vous avez raison, l'océan pacifique est un terrain formidable d'exemples de toutes les problématiques des zones de subduction : sur sa marge occidentale, subduction de LO ancienne, donc lourde, car refroidie = subduction spontanée = bassin d arriere arc lié au retrait de la plaque (slab roll back). Pas de doute : la plaque subduite « tire ». Sur sa cote Est, c est une LO jeune, donc encore chaude et legere qui subduit = subduction forcée. Dans ce cas, la plaque subduite ne tire pas !
C'est aussi dans cette region que l on a caracterise le gradient metamorphique de HP-BT qui s appelle d ailleurs aussi grdt fransciscain.
C est aussi, au large de la Colombie un plateau oceanique epais qui subduit et qui s accrete au continent. Ceci nous permet d observer les parties relativement profondes d un plateau oceanique, dont l unique exemple de komatiite phanerozoique, cette lave de composition ultrabasique issue d un fort degre de fusion partielle du manteau et abondante au precambrien.

Et c est surtout, la ride subduite ! Avec mort de la dorsale et du magmatime associé ? Pour autant que je sache (je ne suis plus sur mon terrain d investigation !), la question reste encore tres ouverte a ce sujet.
Si l on regarde la cote W de l amerique du Sud, on remarque des zones où les volcans de marge active se font rares. Par contre, au niveau d une de ces zones au Chili, il se trouve un volcanisme basique (different du volcanisme de la marge active) et qui se situe bien a l Est de la zone de subduction. S agit il d une manifestation du volcanisme lié a la ride subduite et qui a traversé la croûte continentale ? Quoiqu il en soit, lorsqu elle est subduite, la ride constitue ce que l on appelle une « fenetre asthenospherique » sous la croute continentale chevauchante. Le volcanisme de marge active semble s interrompre ?

Par contre, en s eloignant de cette ride, c est encore une LO chaude qui est subduite. La premiere consequence, mecanique, est celle a laquelle j ai fait allusion au dessus : cette LO est encore legere et ne subduit pas spontanement : c est la subduction forcee. Autre consequence, c est une augmentation importante du gradient géothermique le long du plan de subduction.

Dans le cas d'une subduction de LO froide, le magmatisme de marge est produit par la fusion du manteau hydraté qui se trouve au dessus de la subduction. Dans le cas present de subduction de LO chaude, la partie crustale subduite peut fondre et contribue au magmatisme de marge active : le magmatisme produit est adakitique.
Ces adakites ont des compositions tres voisines des laves calco alcalines des marges actives, mais le mode de formation est different. Dans le premier cas : fusion de la CO chaude ; dans le 2eme cas : fusion du manteau hydraté sus jacent. Cette distinction est a l'origine d un modele de genese de la croute continentale a l archeen . Voir aussi ce texte de JF Moyen concernant les adakites.

Voici un dessin d un article de Lagabrielle et al (2000) qui illustre bien la subduction de la ride du Chili :
.

Voir le bloc diagramme un peu plus grand.
Le magmatisme est varié : une ophiolite s est mise en place sur le bord de la plaque chevauchante chilienne (sans doute lors du passage de la ride en subduction ?); un volcanisme basique de type MORB qui provient de la dorsale subduite et a traversé la croute continentale ; un volcanisme acide (dacite et rhyolite) calco alcalin qui proviendrait de la fusion partielle de la plaque oceanique subduite chaude (et non pas du manteau chevauchant comme dans une situation "normale")

Quoi de neuf en métamorphisme? : Question de vacances sur le métamorphisme...
Quelles sont les nouveautés dans cette spécialité de la géologie? Trouve-t-on de nouveaux affleurements de roches métamorphiques avec de nouvelles associations minérales inconnues, improbables? je veux dire les "modèles" connus sont-ils toujours validés... Jusqu'à quelle profondeur maximale vont les témoignages directs des conditions subies par des roches retrouvées en surface... ?

Un devoir de vacances ! Humm.. l'expression me rajeunit. Les nouveautes ? Je ne sais pas si je ne vais pas faire un peu hors sujet et vous presentez une figure pour rebondir sur votre derniere question.
( voir un agrandissement ? )
Cette figure elargit notablement le classique diagramme des faciès metamorphiques vers les zones de Ultra métamorphisme comme on les appelle : UHT jusqu a 1000-1100°C et UHP jusqu a 6 et plus GPa. Quelle est l'interprétation(s) geodynamique(s) des UHT ? Pour la UHP il n y a pas trop de discussions : il s agit bien sur de l enfouissement à grande profondeur dans un contexte de subduction ; et pour ce qui du problème tres actuel de l'exhumation de ces roches, nous en avons deja discuté ici. Dans ce 2eme cas, c est surtout la caracterisation de ces conditions de UHP qui est d actualite : quelle mineralogie ? Un autre interessant problème, qui n est pas nouveau mais qui reste encore d actualite, c'est le metamorphisme à l archeen (>2.5Ga) et l aide qu il peut nous apporter pour dater l initiation de la tectonique des plaques.

Les roches de UHT presentent des assemblages spectaculaires tres esthetiques avec des associations a saphirine + quartz, orthpyroxène + sillimanite, osumilite, spinelle+ quartz, etc. Independamment de l interpretation geodynamique, comment les T du meta de UHT peuvent elles etre atteintes dans (les profondeurs «raisonnables » (10-12kb) de) la croute continentale (CC)? A 600° - 650°, l anatexie est une fusion hydratée qui s interrompt assez rapidement faute d eau et n a pas de consequence majeure sur la lithologie de la CC. A 700-750°, une deuxième etape de fusion est dite « fluide absent » et la fusion peut devenir importante : c est elle est qui est responsable de la majorite des granites. Lorsque se realise cette fusion partielle, la temperature est fixée aux alentours de 700-750° et ne peut pas etre depassee. Cette fusion produit une quantite importante de magmas et laisse un residu refractaire. De facon assez schematique, ce mecanisme est responsable de la differenciation de la CC en une croute superieure granitique et une croute inferieure ultrametamorphique. Dans ce cas, comment atteindre les T extremes de 1000° et plus ? L hypothese est que ce metamorphisme de UHT affecte des formations refractaires qui ont deja subi une importante fusion « Fl absent ».
Mais dans quel contexte geodynamique les roches peuvent atteindre de telles T ? On peut penser que les trajets progrades de ces roches a de telles T sont totalement effaces (la cinetique de reactions est une fonction exponentielle de la T) ; dans ce cas une solution retenue est que ces roches sont passees a plus HP a la base d'une croûte continentale chevauchée lors d'une collision continent - continent. Rien ne vaut un dessin : voir le trajet 3 de cette figure Remarquez qu un nouvel evenement geodynamique est nécessaire pour ramener ces roches a la surface, ce qui peut expliquer, en partie, qu'elles se cantonnent essentiellement au précambrien.

Depuis deja quelques annees, les roches de UHP sont mises en evidence par l existence de minuscules cristaux de coesite, de diamant inclus dans des cristaux plus gros. L'amelioration des outils optiques permet des investigations à encore toujours plus petite echelle ; c est ce que j appelle la « micropetrologie », ce qui est un pleonasme puisque la petro se fait deja au microscope ! De petites inclusions de coesite ont ete identifiees a la sonde Raman dans des eclogites hercyniennes du Massif Central . Ces inclusions elles memes contiennent de micro-inclusions minerales preservées de la rétromorphose. Les photos suivantes, que j ai extrait d un article de Liou et al, 2007 montrent le type d assemblages mineralogiques qui permet de caracteriser les UHP :

J ai fait allusion (question sur les mecanismes de remontee ..) a la mise en evidence de pseudomorphes du grenat majorite, ce grenat qui remplacerait la croute oceanique dans le manteau au dela de 200km de profondeur. Un ensemble de pseudomorphes est un assemblage de mnx qui remplace un seul ancien mineral, sans intervention d autres mnx. Sur la photo de gauche un clinopyroxene contient 25 % de grenat sous la forme de « lamelles d exsolution » + 4% d ilmenite (oxyde de fer titane) ; le mineral precurseur est supposé etre du grenat majorite .
Des mineraux nouveaux ? des lamelles de coesite dans un sphene (silicate de Ca et Ti) aurait comme precurseur un sphene supersiliceux forme a des P>6GPa...

On note que le meta de HP se trouve principalement dans les zones de convergence recentes : ocean - continent (pourtour pacifique) et chaines recentes (alpes - himalaya), se fait rare dans les chaines paleozoiques (hercynien en France) et jusqu a 1Ga, exceptionnel au proterozoique et est totalement absent a l archeen. Il y a deux raisons a cela : le meta de HP lié au contexte de subduction est precoce dans l histoire d une chaine et est rapidement efface (rechauffé ou erode) par l hyper collision. En ce sens, l histoire de la chaine hercynienne est significative : c est une chaine qui a les caracteristiques du chaine « moderne » comme les alpes et pourtant le meta de HP a deja presque totalement disparu. Quel espoir de retrouver du meta de HP dans des chaines de 2.5Ga quand celui-ci a deja presque completement disparu d?une chaine d a peine de 300Ma ! Pourtant, il est indeniable que le globe s est refroidi depuis l archeen et qu il est vraisemblable que le gradient meta de HP-BT n existait pas a l archeen. On peut estimer que le gradient dans une zone de subduction archeenne (si la tectonique des plaques moderne est applicable des cette epoque !) devait etre de type MP-HT. Mais les evidences restent a trouver.

Comme pour toutes sciences naturelles, la quantification est un pb majeur. En ce qui concerne le metamorphisme, les 3 paramètres principaux à evaluer sont la T, P et le temps. De nombreuses methodes de geothermobarometrie sont disponibles avec des marges d erreur qui restent encore trop importantes (+/-0.5kb ; 50°C en moyenne) pour discriminer entre differentes interpretations geodynamiques. Le dernier paramètre est encore plus delicat a evaluer. La geochronologie date des evenements thermiques ; l evaluation du parametre « t » d un trajet PTt d?un evenement (ou d'une suite d evenements) qui peut etre continue dans le temps, polyphasé et meme polycyclique n est pas simple. Les avancees technologiques ont permis de mettre au point des methodes d analyse ponctuelle qui permettent de dater directement les mineraux chronometres dans les assemblages mineralogiques successifs d une lame mince de roche. ( voir par ex. « la chronologie ponctuelle » ) et de dater ainsi differentes etapes d un trajet PTt.
Je finirai ce devoir de vacances sur ces considerations en esperant ne pas etre trop loin du sujet. On verra bien la note !

Mécanismes de remontée des roches métamorphiques des zones de subduction : Lors d'un stage de géologie, nous nous sommes posés des questions sur les remontée ou l'exhumation des roches métamorphiques retrouvées dans les zones de subduction. Les métagabbros à glaucophane qui étaient par exemple à 40 km de profondeur sont remontées en surface : comment ? écaillage ? flux de roches à contre courant ? érosion et isostasie ? Quelles sont aujourdhui les arguments expliquant cette remontée et a t'on une idée de la vitesse de remontée ?

La question de la remontée des roches métamorphiques de HP et UHP est effectivement un sujet d actualité. On comprend bien que des roches soient enfouies à grande profondeur. On a tout d abord cru que seule la croute oceanique pouvait etre subduite, la croute continentale etant trop legere. La decouverte du granite eclogitique du Monte Mucrone en Italie a pas mal perturbé les geodynamiciens. La presence de coesite dans des roches de la croute continentale a Dora Maira en Italie, decouverte ensuite ailleurs, a definitivement enfoncé le clou : la croute continentale peut etre subduite jusqu a des profondeurs mantelliques. La marge passive amincie, constituée de sa partie inferieure la plus dense est suffisamment lourde pour plonger, pour peu qu?elle soit tracter par la lithosphère oceanique. Diamant et pseudomorphes de grenat majoritique indiquent la présence en surface de roches formées a 8GPa (env. 250 km). Mais comment ces roches enfouies si profondement peuvent remonter ?

Au prealable, notons que l?exhumation des roches profondes est un processus relativement rare comparé à l enfouissement le long des plans de subduction que l on peut suivre sur des dizaines de milliers de km. D autre part, contrairement a la subduction, l exhumation n est pas un processus continue dans le temps mais qui se realise dans un delai relativement limité, en particulier pour le roches de UHP (<10Ma), souvent en debut de collision.. La vitesse d exhumation est tres variable et sans relation, en general, avec la vitesse de la convergence.
Plusieurs modéles ont ete proposes ; des modeles analogiques et mathematiques ont ete realisés.

Un reequilibrage isostatique accompagné d une erosion du relief que cette exhumation provoque est sans doute la premiere solution envisagée. Toutefois, un mecanisme passif ne parait pas suffisant pour remonter, dans un contexte de convergence, des roches enfouies dans le manteau. Cependant, la gravite a, sans doute, un role majeur dans cette exhumation, en particulier, lorsque le manteau lithospherique se dissocie, se detache de la croute continentale (=slab break off en anglais) et continue sa plongee dans le manteau. Le rebond isostatique doit ramener rapidement les roches vers des profondeurs moindres.

Un prisme se forme parfois en avant de la subduction et se retrouve incorporé dans la collision ; c est ainsi qu?est interpretée l?unite piemontaise du Queyras avec une abondance de metasediments (les schistes lustres) dans lesquelles sont inclus des morceaux de la lithosphère oceaniques. La partie basale de ce prisme est entrainée vers le bas dans le mouvement de la subduction. Une partie de ce prisme est enfouie dans le manteau constituant un chenal. Une partie de ce prisme bute contre la croute continentale chevauchante (à des profondeurs de 30-40km) et remonte le long de ce butoir. L?importance du prisme par rapport au chenal depend de l angle du butoir.

Une partie de ce prisme et du manteau serpentinisé (specialement dans les rides lentes ?) constitue un « chenal » de roches relativement legeres qui auraient tendance à remonter par un chemin proche du chemin d enfouissement, dans un mecanisme essentiellement contrôlé par la gravite.

Ces modeles sont des propositions plus ou moins bien démontrées ; la discussion reste ouverte ! D autre part, ces modeles ne s?excluent pas mutuellement, mais peuvent etre complémentaires.
Ainsi, dans les alpes, les modeles du prisme et du chenal sont envisagés simultanément : une saute de pression est brutale entre le prisme du queyras (dans lequel les roches ont ete enfouies a moins de 1GPa et remontees) et la formation du Viso (env. 2GPa). Celle-ci regroupe des unites qui ont des trajets PT contrastés, à des profondeurs différentes, et seraient remontées le long d'un chenal serpentineux.

La vitesse d exhumation des roches metamorphiques n est pas facile a estimer, car un des problemes majeurs du pétrologue est bien l evaluation du parametres « temps » des trajets PTt. Toutefois, nous commencons a avoir des ordres de grandeur. Les vitesses d exhumation d une chaine de montagnes par reequilibrage isostatique (en fin de vie de la chaine) assistée par l?erosion sont de l ordre de qqs diziemes de mm/an (ou km/Ma). Les vitesses d exhumation des roches de HP sont significativement plus grandes, avec un rapport de 10 à 100. Ces vitesses augmentent en fonction des profondeurs atteintes : qqs mm/an pour les roches de HP dans un prisme d accretion (vitesse plus lente que la vitesse de la convergence) ; 1 à 2 cm/an dans le chenal ; des vitesses encore plus grandes sont envisagees pour remonter les roches de UHP : 5cm/an et peut etre plus !). Il est vrai que si ces roches ne sont pas remontées tres rapidement, elles se rechaufferont et perdront leurs parageneses de UHP.

Faciès métamorphiques : A propos de la dénomination des faciès métamorphiques, est-ce que ce sont les schistes lustrés du Queyras qui ont donné le nom de "schistes bleus" au faciès et dans le même ordre d'idée où sont les schistes verts dont la description a laissé le nom au faciès ?

Les noms (de tous les faciès métamorphiques et donc) des facies des schistes bleus et des schistes verts derivent de la mineralogie des roches magmatiques basiques (basaltes ou gabbros) dans les conditions PT correspondant a ces facies.
Dans les conditions du facies schistes bleus, ces roches sont riches en glaucophane, amphibole bleu sombre (auquel peuvent s ajouter epidote, lawsonite, chlorite?) ; c est la couleur generale bleu de ces roches qui a suggere ce nom. Dans le facies schistes verts, ces memes roches contiennent en abondance de l actinote, amphibole vert pale, de la chlorite (souvent verte egalement), et eventuellement albite, epidote.
Les schistes lustrés du Queyras sont au contraire des metasediments (oceaniques) et tiennent cet aspect « lustré » de l abondance du mica blanc (le mica brun est absent) qui leur donne un aspect satiné ; ces roches sont passees dans le facies schistes bleus et sont souvent retromorphosees dans le facies schistes verts.

La subduction de la paléolithosphère océanique alpine n'a t'elle pas laissé des traces magmatiques voire volcaniques sur la plaque apulienne?

Non, la subduction oceanique alpine ne semble pas avoir laisse de trace. Il y a bien du magmatisme andésitique (granites calco alcalins de Bergell, d'Adamello, pyroclastites, rares laves), mais il est récent (26MA) et postérieur à la subduction. Son origine est encore discutée.
L hypothèse la plus en vogue est le détachement d'un panneau lithosphérique lors de la delamination de la croute et du manteau lithospherique (=slab break off) au debut de la collision ; la remontée de l asthenosphère qui s en suit aurait provoquee la fusion partielle de la croute epaissie. Dans le cas des granites de Bergell et Adamello, le magma a ete canalisé par la ligne insubrienne, ce grand decrochement lithosphèrique qui limite la chaine alpine du cote de la plaque apulienne.
Mais il n'y a effectivement pas de magmatisme calco-alcalin lié à la subduction.
L'explication que l'on peut proposer (sans garantie, car il ne s'agit que de reflexions, ce qui ne représente que le point de départ d'une interpretation !) est que cet océan était petit (quelques centaines de km de large ?) et que les vitesses de déplacement étaient faibles (0.5 a 1 cm/an). Donc pas assez de temps pour former un volume de magma suffisamment important dans le manteau chevauchant la lithosphère subduite pour que celui-ci se sépare de sa source et arrive dans la croûte et à la surface de celle ci.

Convection mantellique : en ce moment, je travaille avec mes eleves de 1ere S sur la machinerie thermique de la terre. Et j'aimerai en savoir davantage sur la convection mantellique. Comment un solide peut-il subir des mouvements de convection, des mouvement de matière??
Pourquoi le manteau convecte t il ? Parce que la terre se refroidit et qu elle transfere de la chaleur depuis l interieur vers l exterieur du globle. Il y a 2 modes de transfert de chaleur : par conduction et par convection : si le milieu est rigide et bon conducteur thermique, le transfert se fait par conduction ; si le milieu est ductile et mauvais conducteur thermique, le transfert se fait par convection. Il y a competition entre ces 2 modes de transferts de la chaleur. Ceci est exprimé mathematiquement par le nombre de Rayleigh qui prend en compte la masse volumique, l ecart de temperaure, la diffusivite thermique, le coeficient de dilatation, la viscosite, ?. Lorsque ce chiffre est elevé, un materiau donné convecte ; lorsqu il est trop faible, celui ci ne convecte pas et la chaleur est dissipée par conduction. La limite Lithosphere-asthenosphère represente la limite au dessous de laquelle le manteau convecte. Au dessus, la lithosphere est portée et la chaleur diffuse a travers elle par conduction. Le mode de transfert de chaleur par convection est le plus efficace ; le globe se refroidit de maniere tres efficace au niveau de la lithosphere oceanique par l apport permanent d asthenosphere a la ride ; ce refroidissement est relayé a la surface par l hydrothermalisme a la ride, tres performant egalement, et, ensuite, par conduction a travers la lithosphere qui s epaissit en s eloignant de la ride.
Sous la lithosphere le manteau peut convecter, car celui-ci est suffisamment ductile. Le manteau tel qu on le connaît a la surface du globe est rigide. Aux T elevees dans le manteau, celui-ci n est plus rigide, mais est ductile. D?autre part la rheologie d un materiau (son comportement mecanique) est une fonction du temps ; elle est fonction de la vitesse de deformation. Avec notre echelle de temps (unite : la seconde, l annee ?), l asthenosphere (=manteau chaud) aurait un comportement mecanique cassant. ; a l echelle des temps geologique (unite : 1 Ma), elle a un comportement mecanique ductile : elle flue. La silicone est un materiau qui permet de visualiser ce comportement contrasté en fonction de la vitesse de deformation. Si l on tire brusquement sur un morceau de silicone, celui-ci casse ; si l on tire doucement, celui-ci se deforme comme de la pate a modeler ; si on le pose, il flue lentement.

Bonjour, j'enseigne en 1ère S pour la première fois et je me pose une question sur l'hydrothermalisme : le gabbro en refroidissant subit un métamorphisme en présence d'eau (circulation d'eau de mer dans les failles de la dorsale) qui le « transforme » en métagabbro. Le trajet sur le diagramme P/T correspond au trajet de la croute océanique dans le contexte de la divergence ; cela signifie-t-il que tous les gabbros sont métamorphisés et dans ce cas, comment trouve-t-on des gabbros « natifs » puisqu'ils seraient restés à des températures proches du solidus...

Tous les gabbros suivent le meme trajet de refroidissement. Aucun ne reste indefiniment à T proche du solidus. Mais tous ne sont pas metamorphisés. Ainsi, au Chenaillet ou a Oman (entre autres), on trouve des gabbros non metamorphisés en abondance (cela ne represente pas une exception) comme celui-ci que je ne suis pas allé chercher "in situ". On remarque que les gabbros metamorphisés, les metagabbros, sont generalement deformes : par rapport à la page citée précédemment, vous remarquez que la roche presente une foliation/schistosite) ; ils contiennent des mineraux hydrates (l amphibole) alors qu un gabbro n en contient pas ou rarement.

... non accessible à l'échantillonage ? Ou alors ce métamorphisme n'est-il possible que parce qu'il y a de l'eau ...

oui et eventuellement la roche est deformée : ca aide

... et dans ce cas pourquoi n'apparaît-elle pas sur le diagramme de stabilité des associations minérales ?

elle doit apparaitre en effet ; sur cette figure, elle apparait sous la forme de la lettre V (= vapeur d eau) ; la reaction qui nous concerne principalement dans le cas qui nous interesse est : px + > Pl + V = Hb cad pyroxène + plagioclase + vapeur d eau = hornblende > (amphibole) (c est que l on voit sur la page precedemment citée. Pour que cette reaction se realise au cours du refroidissement de la roche (trajet dessiné en pointille) de la droite vers la gauche, il faut que de l eau (V) soit disponible, sinon pas de metam. Autre figure ; dans ce cas, la reaction ecrite est opx + cpx + ... (cad orthopyroxène et clinopyroxene), mais pour simplifier on va dire px+...

Cela dit, comment expliquez-vous qu'il y ait des gabbros aussi peu métamorphisés au Chenaillet ?

Il en est de meme dans une ophiolite comme celle d Oman. L' eau est indispensable au métamorphisme des gabbros de la CO. Les gabbros se mettent en place a qqs km de profondeur (sous le plancher oceanique) et ces qqs km de profondeur ne sont pas faciles a traverser par l eau qui provient de l hydrosphere ! L'hydratation, importante dans la partie supérieure de la croûte, diminue rapidement avec la profondeur. L eau circule à la faveur de failles, dont la repartition est irreguliere, mais la densite de ce reseau de failles est faible : de nombreuses portions (la majorite du volume) de la CO echappent à cette fracturation et ne sont pas hydratees. De meme, la deformation favorise la recristallisation des roches egalement. Meme remarque que pour l eau puisque la localisation est la meme : deformation et hydratation se situent le long des failles a la repartition irreguliere et localisée.

Lacs Besson - Alpe d'Huez : Grâce aux photos sur votre site , j'ai pu à peu près me repérer dans ces hémi-grabens de manière à pouvoir y emmener mes élèves de 1° S en mai prochain . Mais pourrais-je vous poser quelques questions s'il vous plaît ??
1° Les ripple marks ou rides de plage : quand on surplombe le lac Noir on les voit nettement sur la droite ( Est ) , vous dites sur le Trias gréseux ... sur une roche grise qu'on peut facilement confondre avec les gneiss du socle ..... alors qu'on voit distinctement du Trias rouille sans ride ..... ma question est : une partie du Trias ( grès de couleur grise ? ) plus ancienne est-elle restée "collée" au socle et une autre , plus jeune ( dolomie de couleur rouille ? ) , a-t-elle été "décollée" ou plus facilement érodée ??

Un niveau peu epais (inf au metre) de quartzite est effectivement solidaire du socle. On voit au bas de cette photo , ces quartzites stratifiees surmontees par les dolomies rousses. Une schistosite tres localisée au contact des 2 lithologies montrent que les dolomies sont decollees du socle + gres lors de la compression alpine. Les dolomies sont preferentiellement erodees, car moins resistantes que les quarzites.

2° Est-il possible dans ce secteur , au niveau du Trias rouille ou gris , de voir des fentes de dessication et des stromatolithes ?

Je n ai pas souvenir de fentes de dessication, mais il doit y en avoir sans doute ; les stromalithes sont sous la forme de petits (cm) tapis algaires (moins spectaculaires que les boules de Gandaillat , Puy de Dome), souvent re-sedimentés dans un milieu un peu agité.

3° Au niveau du Trias de couleur rouille , on voit des alternances de sédiments rouille très fins et de sédiments gris , avec des grains plus gros ; à quoi cela correspond-il exactement ??

Il s agit de successions comme celles-ci ? Les gros grains sont des grains de quartz ? Alternances de niveaux dolomitiques rouille et de niveaux greseux, quartzeux indiquant des apports detritiques dans un milieu saumatre (dolomie) peu subsident et avec un espace disponible (=epaisseur d eau) tres faible à nul.

4° J'ai vu des stratifications entrecroisées au sein de ce Trias ; correspondent-elles à des apports fluviatiles dans ce milieu de sédimentation de faible profondeur ?

Tout a fait (voir les stratis obliques ) ; l orientation variable de ces stratis indiquent que les chenaux fluvio(-marins ?) etaient ramifies, changaient de place et divaguaient.

Les photos du Lac Besson m'ont été trés utiles pour préparer mes repérages sur le terrain .Les photos légendées et les commentaires simples et concis permettent un répérage rapide sur place. Quelques questions et quelques doutes d'interprétation me tracassent concernant les hémi-grabens du lac Besson :

- La discordance triasique que vous évoquez avec le socle, ne m'a pas paru trés évidente sur le terrain, est-elle trés marquée?...

Elle est bien visible sur cette photo (en bordure E du mini grabben de la photo précédente) : on voit très bien la foliation de l'orthogneiss qui a un pendage fort sous le trias faiblement pentée ; on a une discordance angulaire. Si l aspect geometrique ne vous convint pas, il y a l aspect "discordance des conditions thermiques" : l'orthogneiss est un granite déformée et métamorphisée qui repose juste sous les roches sédimentaires....

... Quelle en est la signification géologique et est-ce un point important dans le cadre de la découverte avec des élèves de la présence de mini blocs basculés au sein d'une marge passive?

...L'orthogneiss s'est formé en profondeur, puis l'érosion ramène cette roche à la surface où elle est recouverte par les roches sédimentaires superficielles.

-Ces terrains triasiques peuvent-ils correspondrent à des sédiments anté-rift ?

oui (mais il n y a pas d arguments evidents sur le site du LB)

( ne devraient-ils pas etre concordant alors?)

il n y a pas de raison : erosion et rifting ne sont pas directement liés et se suivent dans le temps.

et peut-on le cas échéant trouver des syn-rift du lias?

le bassin de Bourg d Oisans en est plein ! en contrebas donc.

- Quelle est la chronologie grés et dolomie ?

la serie commence par un niveau greseux +ou- conglomeratique qui est "collé" au socle, puis dolomies et gres alternent au "grè" des apports detritiques variables successifs.

et s'agit-il des memes formations que celles rencontrées au chenaillet au col de l'Izoard  ou à Saint Crépin par exemple?
nous sommes ici dans le domaine Dauphinois : le trias, tres reduit, est qualifié de "trias germanique" ; au col d Isoard et St Crépin, nous sommes dans le domaine Brianconnais et le trias est dit "trias alpin".

Je ne sais pas "lire" le diagramme triangulaire de la composition minéralogique des roches ultramafiques... En vertu de ce diagramme, quelle est la composition d'une lherzolite :  40à 90 % d'olivine et ??? d'Opx et ??? de Cpx  ??? Idem pour la harzburgite !

Une lherzolite est formé essentiellement d' olivine, orthopyroxène et clinopyroxène auxquels s'ajoutent quelques % d'autres minéraux. Dans ce diagramme, nous ne prenons en compte que les 3 premiers minéraux et nous recalculons la proportion relative de ceux-ci : une roche contient x %Ol + y % Opx + z %Cpx  avec x + y + z = 100%.

Pour une lherzolite, x (Ol) varie entre 40 et 90% ; dans ce cas, y (Opx) et z (Cpx) varient chacun entre 5 et 55%.
Pour une harzburgite, une roche contient entre (z=) 0 et 5% de Cpx, et donc entre 100 a 90% (= x + y) de la somme Ol + Opx, soit x varie entre 40 et 90% et y entre 10 a 60%.

Ce même mode de représentation est utilisé dans la classification des gabbros et celle des doubles triangles de Streckeisen. Dans ce cas, on raisonne sur les 2 triangles indépendamment. De ce fait, une roche ne peut jamais contenir les 4 minéraux !

Une question de vocabulaire, en corrigeant les copies du bac. Je vois que nous n'employons pas tous le même vocabulaire, nous les profs!!
Je voulais savoir : quand on parle de métagabbros de la croûte océanique qui plonge , on dit des métagabbros à amphibole , à glaucophane ? Il est noté aussi : métagabbro à glaucophane et jadéite (schistes bleus) en page 22 de http://www.cndp.fr/archivage/valid/37594/37594-6174-5977.pdf. Parenthèse interprétée par certains comme = . Est-ce que l'on peut utiliser ce mot "métagabbro à glaucophane" comme l'équivalent de "schistes bleus" ?

Voilà bien en effet une question de vocabulaire et de nomenclature qui est incontestablement liée aux approximations dans lesquelles vos têtes pensantes aiment bien vous laisser. Pourtant, ils devraient savoir combien vous êtes pointilleux ! La parenthèse devrait s'écrire (dans le faciès métamorphique des Schistes Bleus). Le terme métagabbro à glaucophane et jadéite se réfère, lui, à la nature du protolithe (=roche avant le métamorphisme précédée du préfixe méta-).
Il y a 2 approches lorsque l'on veut classer une roche métamorphique, selon que l'on se préoccupe des conditions métamorphiques ou de la nature de la roche métamorphisée (le protolithe) :

- Dans le premier cas, on parle de faciès métamorphiques : dans le cas qui nous intéresse, la roche est dans les conditions du faciès Schistes Bleus. C'est le cas de ces 2 roches A et B.

- Dans le deuxième cas, on dit que la roche A est un métagabbro (en rajoutant éventuellement les minéraux diagnostics), car on reconnaît sans ambiguïté dans cette roche non déformée que le protolithe est un gabbro (texture magmatique préservé, relique du Cpx magmatique). Mais lorsque la roche est intensément déformée, la nature du protolithe est méconnaissable et, dans ce cas, on utilise une terminologie purement métamorphique ne faisant plus référence au protolithe. La roche B est-elle un métabasalte ? un métagabbro ? Dans le doute (qui peut être levé en analysant la roche), cette roche B est appelée un Schiste Bleu !

Ah ! Je note un sursaut de surprise (rires !) : "La roche porte le même nom que le faciès métamorphique ! C'est pas très malin çà !!!" Et oui ! Et pourquoi ? Parce que Eskola en 1921 a choisi pour nommer les faciès métamorphiques, les noms des roches de composition basaltique (ou gabbroïque), métamorphisées dans les intervalles PT définis pour ces faciès.

Les schistes sont des roches dérivés de roches sédimentaires, pas magmatiques n'est-ce pas ?

Les schistes sont des roches présentant un débit planaire très fin et très régulier. Il peut s'agir parfois de stratification très fine (dans les marnes, les flyschs, les "schistes carton" du Lias, ...). Mais celui-ci est le plus souvent la schistosité (ou foliation) développée au cours de la déformation (ductile). Il s'agit souvent de roches (méta)sédimentaires, mais une roche magmatique basique (basalte ou gabbro) intensément déformée peut présenter un débit feuilleté "schisteux". Une telle roche est appelée schistes verts (ou schistes bleus) si elle est métamorphisée dans les conditions de ce faciès métamorphique.                   

Quand on visualise dans un diagramme ternaire la fusion partielle d'une lherzolite, comment expliquer la position du résidu de fusion (harzburgite) sur un des côtés du triangle (ça je comprend bien car il n'y a plus de clinopyroxènes) en traçant la droite passant par l'eutectique et la composition de la lherzolite ?

Avez vous lu ces 2 pages : http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/LicenceSN/fusionMant.html et http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/LicenceSN/ani2/animation2.html

On utilise la règle des leviers (qui est appliquée en chimie) : le système est isochimique, donc L + Mr = Mf avec L = liquide ou magma , Mr Manteau résiduel

et Mf : manteau fertile (celui qui fond : lherzolite) ; ce diagramme graphique ne fait pas apparaître quantitativement les proportions, mais pour que le système reste isochimique, les 3 : L, Mr et Mf doivent rester tjs alignes.

Avant d être harzburgitique, pour des faibles taux de fusion partielle, le Mr est (encore) lherzolitique, comme au chenaillet par exemple ;  voir aussi, dans ce sens, la distinction entre HOT et LOT.

… mais j'ai du mal à comprendre pourquoi, pour que le système reste isochimique, il faut que les points soient alignés.

C est un problème purement mathématique ... mais prenez un exemple particulier d un "Mf" et un "L" qui seraient sur un cote AB d un triangle ABC. Le "Mr" est nécessairement sur cet même coté, donc colinéaire. Si le "Mr" se trouvait dans le triangle, cela supposerait qu il contient du constituant C ; or "Mr" formé a partir de "Mf" qui n en contient pas, ne peut pas en contenir non plus ...
Dans un cas plus général d un segment Mr-Mf-L a l intérieur du triangle, si vous vous éloignez du segment,vous modifiez les rapports des éléments A/B/C.

Toujours sur le même thème j'avais un autre problème. Une roche hydratée a une température de fusion abaissée par rapport à une anhydre pour de basses pressions. Si j'ai bien compris, cela signifie, d'aprés la relation de Clapeyron, que l'apport d'eau se traduit par une diminution de volume lors de la fusion à basse pression ...

oui, comme le montre la pente positive de la reaction

... alors qu'en l'absence de cette eau il y a une augmentation de volume lors de la fusion .

Oui, comme le montre la pente negative de la reaction.
Cela a une conséquence géodynamique importante : lorsque un magma hydratée cristallise, cela va provoquer une augmentation de volume qui aura pour conséquence de boucher les "conduits" de migration du magma.
A l inverse, lorsque un magma anhydre cristallise, cela va provoquer une diminution de volume qui au contraire favorisera l ouverture des "conduits" de migration du magma.
Les granites qui migrent difficilement vers la surface cristallisent généralement a partir de magma hydraté ; les basaltes, qui arrivent à la surface, cristallisent a partir de magma anhydre ; d autres facteurs interviennent bien sur (comme la viscosité)

 Comment s'explique cet effet de l'eau ?

 La pente d une réaction faisant intervenir la phase vapeur d eau est largement contrôlée par les propriétés thermodynamiques de cette phase vapeur, au moins jusqu'aux profondeurs mantelliques : celle-ci a des V(volume) (à BP) (et entropie S) élevées. De même, la variation de pente en fonction de la P est liée à l'importante compressibilité de la phase V H2O . Dans les profondeurs mantelliques, le Volume de cette phase vapeur est beaucoup faible et ne contrôle plus la pente de la réaction. Ainsi les pentes des courbes de fusion hydratée s inversent souvent dans les profondeurs mantelliques.

voir " L'eau et la pente des réactions métamorphiques"                   

J''ai une question à propos d'un sujet de TP ECE de baccalauréatque l'on peut lire à l'adresse suivante: http://www.ac-grenoble.fr/svt/ECE_BANQUE_2005/Sujets_2005_pdf/05_I4_G_Num_01pl.pdf. Le sujet intitulé Chronologie absolue et relative dans le Massif Central demande de retrouver dans une lame mince de granite à biotite un cristal de zircon inclus dans une biotite, et entouré d'une auréole de désintégration radioactive. Jusque là pas de problème. PUIs l'élève doit calculer l'âge absolu de la biotite à partir des rapports isotopiques  (méthode Rb-Sr). Pas de problème non plus, on trouve 280Ma environ.Le zircon est daté de 2 Ga. L'élève doit alors montrer que les datations absolues (biotite de 280Ma et zircon de 2 Ga)sont compatibles avec la chronologie relative que l'on peut établir à partir de la disposition des minéraus observés.Le corrigé donne: "le zircon est inclus dans la biotite et donc antérieur ce qui est confirmé par l'auréole". Pourriez-vous me dire si cette affirmation est bien valable et en quoi l' auréole confirme cette datation?

Cet exemple a fait l objet d une discussion sur le forum svt de Toulouse ( http://pedagogie.ac-toulouse.fr/svt/phpBB/viewtopic.php?t=4065 ), discussion a laquelle j ai pris part. La chronologie relative de cet exo n'est pas en contradiction avec les ages, mais ne confirme rien ; le zircon peut etre de meme age que la biotite (la biotite englobe le zircon au cours de sa croissance contemporaine ou plus ancienne ?) ou plus ancien ; mais rien n empecherait, au moins en theorie, que le zircon se forme (posterieurement) au coeur de la biotite !!!  Dans ce cas, la desintegration des elements radioactifs developpe ulterieurement l aureole dans la biotite, independamment de la relation chronologique entre les 2 mnx : l aureole ne confirme RIEN !

Voir sur cette même page, pour une discussion sur le "principe d inclusion".

Dans la photo au microscope d'une "Evolution rétrograde d'une éclogite" (trajet 6), les équations réactionnelles que vous donnez n'expliquent pas la présence d'eau nécessaire, semble-t-il, à la formation de hornblende: s'agit-il d'une eau superficielle d'infiltration pendant la "surrection" de la roche, et dans ce cas, l'apparition de l'auréole se serait-elle faite assez tardivement, très près de la surface?

Les équations n'ont pas pas à expliquer la provenance de l'eau ; les differents minéraux de cette réaction sont anhydres à l exception de la hornblende : donc de l eau est nécessaire ! D'où provient cette eau ? Au cours du métamorphisme, les roches se déshydratent  et cette eau libérée peut contribuer à hydrater les roches en cours de rétromorphose. Il ne faut pas oublier que l eau, en petite quantite, existe même jusque dans le manteau et à fortiori donc dans la croûte. Les conditions thermo-dynamiques de la réaction, visibles sur le diagramme PT, montrent que celle-ci ne se réalise pas dans des conditions superficielles.

... il subsiste un doute sur la notion de géotherme de subduction :à quel niveau ce géotherme est-il établi ? Au droit de la fosse ? A la verticale de la zone affectée parf le magmatisme, sur la plaque continentale ? Dans le plan de la plaque plongeante ? Un géotherme est-il toujours établi sur une verticale ? Merci pour votre aide.

Un géotherme est normalement établi a la verticale ; au dessus d une zone de subduction, bien sur, le tracé du géotherme ne sera pas continue : augmentation forte au dessus du plan de Benioff, puis, en dessous, diminution et re-augmentation moins rapide (voir la fig. 15 de Kornprobst : "Metamorphisme et roches ..). IL est donc plus"parlant" de tracer un geotherme parallelle au plan de subduction pour lequel l'augmentation de T sera plus faible qu'à la verticale de la ride et de la portion stable d'une plaque. voir aussi http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/LicenceSN/isothermes.html )                   

Voici un intéressant tableau proposé dans l'ouvrage de 1èreS de Nathan. Il montre la composition des magmas produits par différents % de fusion partielle (FP) d'une péridotite mantellique. Malheureusement, ce tableau est faux ! Et comme les sources bibliographiques ne sont jamais indiquées dans ces ouvrages, il est impossible de trouver l'erreur.

Pour "parler" simplement, lorsque une roche fond, le tout premier liquide produit par un très faible % de FP a une composition très éloignée de celle de la roche source (c'est la composition eutectique). Lorsque le % de FP augmente, la composition du liquide se rapproche de la composition de la roche source. Le tout premier liquide est "acide", c'est à dire riche en silice (FP<1%), devient "basique" (FP=qqs% à 20%) à "ultrabasique ", c'est à dire pauvre en silice (magmas picritiques et komatiitiques) lorsque le % FP augmente jusqu'à 40%-50%. Ainsi, la teneur en silice diminue, à l'inverse du tableau ci-dessous.

Dans le meilleur des cas, seule la ligne "SiO2" de ce tableau a été inversée pour les différents taux de FP.

Peut-on considérer que le métamorphisme subi par la LO lors de la subduction est un métamorphisme à chimie constante alors que, dès l'entrée dans le faciès schiste bleu puis dans le faciès éclogite, il y a perte d'eau ?

On considere, en première approximation, que le metamorphisme est isochimique, sauf en ce qui concerne les fluides (cad essentiellement l'eau). En effet, le métamorphisme est un processus de deshydration (devolatilisation). Cependant, il s'agit là, comme souvent dans les Sciences dites Naturelles, d'une approximation : il est tout à fait irréalliste de supposer que le métamorphisme est isochimique s'il y a circulation d'eau. Celle-ci ne peut être pure ; elle interagit avec les roches, dissout des éléments et favorise la métasomatose.

Comment peut-on intégrer la notion de "gradient prograde" et "gradient rétrograde" dans ton beau diagramme (animé, même hors fêtes de fin d'année) trajet PTt d'une roche métamorphique ?

Une roche R1 (ou R2…) donnée suit d'abord un trajet prograde, puis un trajet rétrograde (évolution dans le temps). Les roches R1, R2, R3 enregistrent minéralogiquement les conditions des pics de T, ce qui permet de tracer un gradient métamorphique.

Mais ce gradient métamorphique ne peut être considéré comme prograde : si le géologue se déplace de la droite vers la gauche le long de la coupe de la figure ci-dessus, le gradient est apparemment prograde. Mais s'il se déplace en sens inverse, le gradient est rétrograde ! Ceci n'a évidemment pas de sens et les termes de gradients prograde et rétrograde doivent être abandonnés !

Le gradient métamorphique n'a pas d'existence à un temps donné et a un intérêt cartographique : les anglo-saxons parlent de "metamorphic field gradient", gradient métamorphique de terrain. Celui-ci donne une première indication du contexte géodynamique.

Notons, d'autre part, que le terme "gradient" n'est très pas adapté, car il n'a pas, ici, la signification que lui donne les maths et la physique. Un gradient n'est pas une courbe, mais la tangente à la courbe. (C'est ainsi que le terme "gradient géothermique" est assimilé a tort au géotherme).

La seule fois où j'ai parlé de "gradients prograde et rétrograde", c'était pour sortir de l'embarras mes étudiants de la préparation au CAPES-Agreg qui avaient à traiter le sujet "Métamorphismes prograde et rétrograde". La solution que je leur ai soumis, au cas où ils auraient à traiter un tel sujet le jour du concours, c'est celle proposé par les auteurs des cartes géologiques au 1/50 000 de Brioude et Langeac dans le Massif Central (voir la page La série métamorphique du Ht Allier : un exemple de l'évolution géodynamique de la chaîne hercynienne). Il y a, dans cette région, 2 unités séparées par un chevauchement ; en simplifiant une unité supérieure, chevauchante, qui représenterait (pour partie) de la lithosphère océanique subduite, puis incorporée dans la collision hercynienne : les éclogites, métapéridotites à grenat et gneiss granulitiques à Ky en sont les témoins rétromorphosés dans les conditions d'un gradient métamorphique de MP : cette unité est considérée comme rétrograde : elle a subi un gradient rétrograde ; en dessous, l'unité chevauchée est considérée comme continentale ; elle a subi le même gradient de MP, mais pas l'épisode précoce de HP (voir la fig.d du Modèle simplifié de l'évolution thermique et mécanique d'une chaîne de montagnes) : dans ce cas, les auteurs parlent de gradient prograde.

Mais je n'ai qu'un souhait à formuler, c'est que ce sujet disparaisse au plus vite !

Au niveau d'une zone de subduction, on peut lire que la transformation métamorphique des métagabbros libère de l'eau, permettant la fusion de la péridotite. Les métagabbros à chlorites-actinote (schistes verts) se transforment en métagabbros à glaucophane (schistes bleus) en libérant de l'eau. J'ai lu que le glaucophane est un minéral hydroxylé ?? D'ou vient l'eau, alors, lors de cette transformation ?                    

En effet, chlorite, actinote et glaucophane sont tous 3 des mnx hydroxylés, mais à des degrés différents : actinote et glaucophane ont des teneurs voisines, autour de 2% (mais systematiquement un peu + faible pour le glc) ; par contre les teneurs sont beaucoup plus élevées dans la chlorite (10-12%).

Donc, pas de pb pour libérer de l'eau en passant d'un métagabbro à act - chl à un métagbbro à glaucophane. A la page sur les Trajectoires P-T-t des roches, j'ecris : "Au cours du trajet prograde (P et T augmentent), les roches modifient leur minéralogie en franchissant des réactions de déshydratation du type : H = A + V où H est un assemblage de minéraux hydratés, A de minéraux anhydres et V la phase vapeur (H2O)". En fait, le processus est progessif et se réalise par une succession de réactions dans lesquelles H et A sont des minéraux de moins en moins hydratés jusqu'à obtenir des mnx anhydres.

Le trajet prograde implique donc une déshydratation des roches, ce qui suppose que celles-ci sont hydratées ; si ce n'est pas le cas, pas de transformation métamorphique (avant les très hauts degrés de métam). Ainsi, un gabbro, roche anhydre constitué de pyroxène et plagioclase, minéraux anhydres, n'est pas métamorphisé avant les conditions du faciès granulite.

La subduction au niveau du japon. est-elle une subduction intra-océanique ou entre une lithosphère océanique et continentale ? Mes bouquins me disent des choses contradictoires.

La subduction sous le japon est une subduction entre une LO et une LC ontinentale, mais en arrière de ce bout de continent nippon, il y a un "bassin marginal" , portion de croûte océanique qui s'ouvre en arrière de la subduction et forme de la croûte océanique comme au milieu d'un océan. La LO ouest pacifique est vieille, donc lourde, car refroidie (a l'opposé celle de l'est pacifique qui passe sous les Amériques) et elle plonge "spontanément" dans le manteau plus léger. La région au delà de cette LO plongeante est alors en extension et il s'ouvre un bassin marginal.

Comment se fait-il que dans les Alpes, il n’y ait aucune trace de volcanisme de type andésitique alors qu’il y a eu subduction ? Est-ce parce que ces laves, superficielles ont été emportées par érosion ? Ya-t-il d’autres explications ?

Bonne question ... à laquelle il est difficile de répondre ! Tout d'abord, une petite rectification : il ne faut pas de dire qu'il n'y a pas de volcanisme de type andésitique dans les alpes. Il y a du magmatisme andésitique (granites de Bergell, d'Adamello, etc.), mais il est récent (26MA) et postérieur à la subduction. Voir sur le site de Planet Terre, la page de mon collegue H.Bertrand ou celle de S. Schwartz si cette question vous intéresse. Mais il n'y a pas effectivement de magmatisme calco-alcalin lié à la subduction. L'explication que l'on peut proposer (sans garantie, car il ne s'agit que de reflexions, ce qui ne représente que le point de départ d'une interpretation !) est que cet océan était petit (quelques centaines de km de large ?) et que les vitesses de déplacement étaient faibles (0.5 a 1 cm/an). Donc pas assez de temps pour former un volume de magma suffisamment important dans le manteau chevauchant la lithosphère subduite pour que celui-ci se sépare de sa source et arrive dans la croûte et à la surface de celle ci.

Comment s’explique la présence de coesite dans le massif de Dora Maira, en dehors du fait que c’est un témoin de très haute pression, et donc d’enfouissement profond (100km) par subduction ? C’est la présence de silice pure qui nous pose problème : soit cette présence de silice témoigne de lithosphère continentale, mais alors comment expliquer que cette croûte continentale, peu dense se retrouve à de telles profondeurs… A moins que la collision provoque de grandes pressions à des profondeurs inférieures… Soit cette forme de silice peut apparaître dans la plaque plongeante de type océanique : comme je l’ai trouvé sur un vieux bouquin de M. Lameyre : NaAlSi3O8 (albite, plagioclase) -> NaAlSi2O6 (jadéïte) + SiO2 (quartz) puis quartz -> coesite.

Le quartz et la coesite peuvent exister dans les 2 types de lithosphères continentale et oceanique et c'est le cas dans les Alpes. En effet, le quartz apparait dans les eclogites, grâce à la réaction que vous avez trouvé dans le "Lameyre". A plus grandes profondeurs, ce Q se transforme en coesite. On a trouvé au pied du Cervin des éclogites a coésite. Ce n'est pas la présence de coesite dans la roche de Dora Maira qui montre que celle ci est un métasediment de la L Continentale : c'est sa composition mineralogique globale ; il s'agit en effet d'une quartzite (la coesite (C) est en relique dans les grenats) à phengite (Ph ; mica blanc), disthène (Ky), talc, grenat. En effet, et ce fut une grande découverte de C. Chopin en 1984, la roche de DM a été subduite jusqu'à de telles profondeurs ! L' idee que la collision provoque de grandes pressions à des profondeurs inférieures est exclue : non, la P est essentiellement la pression lithostatique, cad le poids des roches qui se trouvent au dessus. Le déviateur des contraintes (=la "force tectonique") est faible. Comment subduire de la CC ? La marge continentale est amincie et en particulier amincie de sa partie supérieure la moins dense. En consequence, cette marge amincie, relativement dense est entrainée par la LO subduite à des profondeurs importantes. Le probème n'est donc pas pourquoi la CC est subduite jusqu'à de grandes profondeurs, mais surtout comment elle fait pour remonter a la surface !!! Les modèles proposés actuellement pour cela ne sont pas parfaitement satisfaisants....Voir aussi la page ...

En TS, on présente un boudin d'éclogite dans un métagabbro à glaucophane (livre hatier p.326). Cet échantillon est utilisé pour démontrer la surrection lors de la collision !! Pouvez-vous expliquer plus clairement le raisonnement, peut-on utiliser ici le principe d'inclusion ?                    

Cette photo p.326 du Hatier représente une lentille (un boudin) d'éclogite à l'intérieur d'un métagabbro à glaucophane. Cette photo a été prise au Lago Gallarino, au pied du Mont Viso, sur son versant italien. Un document extraordinaire, riche d'informations, trop riche dans le cadre du programme de Terminale ! Je vais me répéter; mais "Le Mieux est l'ennemi du Bien !" Pour ceux qui n'ont pas le Hatier sous la main, voici une médiocre photo de cet affleurement.

L 'éclogite indique des pressions (=profondeur) importantes, autour de 1.5GPa, tandis que le métagabbro à glaucophane qui la contient est équilibré dans le faciès Schistes Bleus et correspond à des pressions moindres (0.8-1GPa). Mais quelle est la relation chronologique entre les 2 roches ? La foliation (déformation planaire) des Schistes Bleus enveloppent l'objet dur préservé (donc antérieur) éclogitique qu'elle n'a pas réussi à déformer. C'est la même relation chronologique que l'on peut observer à l'échelle microscopique entre le pyroxène magmatique et les amphiboles métamorphiques sur les photos 18a et 19a de la page 305.

L'interprétation est donc la suivante : dans un premier temps, l'ensemble de l'affleurement était éclogitique ; dans une seconde étape, la roche remonte et se transforme en schistes bleus. Cependant, la transformation est incomplète et une partie (=boudin) éclogitique est préservée. Cet affleurement témoigne donc de l'exhumation des parties profondes de la chaîne. La question 3 posée sur cette page 326 devrait s'écrire " en quoi la présence d'un boudin d'éclogite dans un métagabbro à glc témoigne des transformations minéralogiques subies par ce métagabbro à glc au cours de son exhumation ? " Mais ceci n'est pas au programme ou, tout au plus, peut être évoqué.

Mais je m'éloigne de votre question : " Cet échantillon est utilisé pour démontrer la surrection lors de la collision !! "

Cette éclogite témoigne d'un enfouissement à grandes profondeurs. Elle témoigne de l'épaississement (vers le bas) de la chaîne et, donc, indirectement de la surrection (vers le haut) de la chaîne. Du coup, la question 3 posée sur cette page 326 est extrêmement vaseuse : " en quoi la présence d'un boudin d'éclogite dans un métagabbro à glc peut résulter des transformations minéralogiques subies par la roche au cours de sa surrection ? " Cette éclogite ne témoigne pas de sa propre surrection ! Cette petite précision apportée, pourquoi avoir choisi cette photo où coexistent métagabbros dans le faciès schistes bleus et dans le faciès éclogite alors que l'un ou l'autre aurait suffi ?

Non seulement cette photo est inutilement compliquée, mais en plus elle vous induit en erreur. En effet, si cet affleurement, qui montre les 2 faciès métamorphiques, est utilisé pour démontrer l'épaississement de la chaîne, on suppose logiquement que le faciès Schistes Bleus est antérieur au faciès éclogite … ce qui est exactement l'inverse ! Encore une fois, ces bouquins en font trop et qui plus est, le font mal ! Des erreurs qui vous font perdre beaucoup de temps à essayer de les comprendre…

Pour finir, quel est donc ce principe d'inclusion ? Qui a inventé ce nouveau principe ? Le Belin ? Il n'y a pas de principe d'inclusion. La chronologie relative d'une inclusion et de son encaissant n'est pas univoque. Un objet inclus dans un autre peut être plus ancien : c'est le cas d'une enclave de manteau arraché par une lave volcanique. Mais une enclave basique dans un granite témoigne de l'introduction d'un magma basique dans le magma granitique : dans ce cas, les 2 magmas sont contemporains. D'autre part, dans le mot inclusion, il y a l'idée d'introduction. Dans le cas qui nous intéresse, l'éclogite n'est pas introduite dans le métagabbro schistes bleus, mais c'est ce dernier qui se forme à partir de l'éclogite.

"Comment faire comprendre simplement à des élèves de TS (et en 2 heures !) que la nature du magmatisme des zones de subduction permet de déduire que la croûte océanique subduite contient des roches "hydratées".

En prenant le problème par l'autre bout : pour savoir que la croûte océanique subductee (ou non) est hydratée, il est préférable de regarder cette croûte océanique avant qu'elle ne soit subductee : par ex. au Chenaillet ( ou à Chamrousse) où le métamorphisme, lors du refroidissement et de l'expansion, témoigne de l'hydratation les roches : prx + Pl + H2O = amph par ex. (cf programme de 1S en principe) ; lors de l'enfouissement, au contraire, le métamorphisme contribue à déshydrater la croûte océanique subduite : résultat : le manteau qui se trouve au dessus est hydraté.

Or, ce manteau ne peut fondre dans les conditions de T s'il est anhydre .....

Le nouveau programme de SVT de terminale S parle d'ophiolite et j'ai un petit problème à propos de ce nouveau programme. Il tente d'expliquer que les ophiolites (notamment Alpines) contiennent des minéraux marqueurs d'une subduction. Or, pour moi les ophiolites sont des morceaux de croûtes océaniques charriées sans avoir subies de subduction.

Et oui, la nomenclature n'est pas toujours rigoureuse. Vous avez raison au sens strict : l'ophiolite du Chenaillet dans les Alpes, celle d'Oman sont des ophiolites au sens que vous lui donnez. Mais on a tendance a généraliser le terme d'ophiolite a toute portion de lithosphère océanique (LO) qui a échappé à son destin qui est de retourner inéductablement dans le manteau. Dans les chaînes de montagnes, des portions de la LO sont enfouies dans la subduction, puis incorporées dans la chaîne de collision et remontées a la surface ; voir par ex. dans le Queyras, dans les Alpes et le schéma théorique.

En ce qui concerne une réaction du métamorphisme, il semble qu'une couronne séparant 2 minéraux ne nous permette pas de déduire systématiquement ce que j'avais cru comprendre dans votre article sur le métamorphisme (APBG-2 1996). C'est à dire qu'une auréole d'un minéral C entre 2 minéraux A et B permet de déduire que A+B -> C. Pouvez vous m'aider à résoudre ce problème.

Vous avez bien compris qu'une aureole entre A et B permet de deduire que A+B = C, ... logiquement, mais pas toujours. C'est bien le cas pour la fig 18a de votre livre où Px+Pl=Hb : je l'ai ecrit explicitement : "conformémént à la réaction Prx + Pl + H2O = Hb."

La photo du métagabbro du Queyras que vous présentez sur votre site montre des cristaux de pyroxène entourés d'une auréole de glaucophane et autour de la lawsonite. Votre photo figure dans le livre de mes élèves (Editions Hatier) p 305 (ainsi que chez Bordas et Belin). La logique voudrait que l'on puisse en déduire que pyroxène + lawsonite - glaucophane. 

Je n'ai rien écrit de tel dans la page .../page/CO/metagabbro.html : "Le clinopyroxène magmatique (Cpx : brun) est préservé au cœur d'une couronne de Glaucophane (Glc : bleu marine), amphibole bleue, le séparant du Plagioclase, ou plutôt ce qu'il en reste ! ".
Je vous sens agaçé :"s'il faut lire entre les lignes les sous entendus, on est pas sorti de l'auberge !" Et je vous comprends !Mais il faut parfois simplifier ! Apres tout, ce n'est pas ma faute si les programmes du lycee sont si compliques (je fais cela à mes etdts de licence des Sciences de la Terre) et si les éditeurs fournissent des docs un peu trop sophistiqués (le mieux est l'ennemi du bien )!
Reprenons donc votre photo 18a et plaçons la sur le trajet PTt du Gabbro de la croûte océanique : en 2, la roche franchit la réaction px +Pl=Hb qui délimite 2 domaines thermodynamiques voisins. Le résultat est la couronne de Hb ; en 3, la hornblende, amphibole brune se transforme en actinote, amph. verte (=petite variation de composition chimique) ; en passant en 4, l'actinote se transforme en amphibole bleu, la glaucophane.
Résultat, en 19a de votre livre, nous préservons la texture coronitique (en couronne) de la fig 18a par transformation de la hornblende brune en glaucophane (voir cette transformation incomplète ? ). Mais il n'y a pas de réaction entre le clinopyroxène et la lawsonite pour produire le glaucophane.

La couronne de hornblende brune autour du pyroxène indique le passage 2 qui sépare 2 domaines thermodynamiques voisins.La couronne de glaucophane autour du pyroxène indique le passage entre les domaines thermodynamiques 1 et 4 : elle indique que la roche est passé du domaine (1) de stabilité du pyroxène (+plagio+...) au domaine (4) de stabilité du glaucophane (+ lawsonite ...). 2 domaines séparés par 400°C. La roche n'a pas gardé le témoignage de cette étape intermédiaire de 400°C.

Or dans le bouquin des élèves figure la réaction suivante plagioclase + chlorite -> glaucophane+ eau (dans le cas présent je trouve plus simple de former le glaucophane avec l'actinote). Or la chlorite elle même est issue d'une réaction qui ne met déjà plus en jeu le pyroxène (un peu plus haut sur la même page).

En effet, dans ce cas le pyroxène n'intervient plus. L'exemple est compliqué, je vous l'accorde, mais montre bien le mode du raisonnement scientifique : on ne se contente pas d'acquérir des données, puis de les interpréter "objectivement" ; les 2 figs, pourtant identiques s'interprètent "subjectivement" de façon différente après réflexion à l'aide du diagramme PT (en autres). Apres réflexion, une nouvelle étude pétrographique de la roche 19a s'impose avec un autre regard !

---

Je suis professeur de SVT en lycée et viens de faire l'acquisition du logiciel MetaMod que vous avez conçu. J'ai du mal à "rentrer dedans" pour trouver des activités réalisables par des élèves (Première ou Terminale S). 

Quand j'ai terminé de concevoir metamod, le programme du lycée a changé : plus de métamorphisme ! Metamod est peut être à nouveau utilisable avec le nouveau programme en 1ere et en Terminale.
En 1ere pour la divergence, l'exercice "Ride" peut etre utilise pour montrer pourquoi le manteau fond à la ride.
En Terminale, Alpes et convergence supposent que vous parlerez du métamorphisme de hautes pressions basses températures dans les zones de convergence. 2 exercices sont utilisables : enfouissement pour voir l'évolution thermique de la croûte en subduction, SB pour comprendre pourquoi on fait du métamorphisme de HP BT dans (le début de) la convergence.

Dans la notice d'accompagnement du logiciel, vous indiquez que des informations nouvelles peuvent être apportées sur votre page personnelle. Je n'y ai rien trouvé.

En effet, j'avais écrit çà au cas ou ! Mais j'avais pas mal réfléchi pendant la réalisation du programme et n'ait pas grand chose à proposer depuis par moi même ; j'espérais que ceux qui avaient d'autres idées d'exploitation m'en parleraient.

D'autre part, connaissez-vous des collègues qui ont travaillé avec ce logiciel avec des élèves?

Non ! soit parce qu'il n'y en a pas ou bien qu'ils ne me le disent pas : je vous laisse le choix de la réponse...
Mon idée est que Metamod peut vous aider, vous professeur (ou étudiant), à comprendre le métamorphisme : ce sont les modifications dans la situation thermique dans la lithosphère qui en sont responsables.
Quoiqu'il en soit, votre avis, expérience m'intéresse ... pour éventuellement suggérer dans cette page la façon d'utiliser le programme en classe !

---

Je suis enseignante en lycée et prépare, pour les élèves de terminale S, une fiche de détermination de quelques minéraux du métamorphisme ( la subduction est au nouveau programme de terminale S).
Il y a un problème avec la jadéite : je dispose de deux photographies de lames en LPA très différentes, présentées toutes deux comme de la jadéite. Vous serait-il possible de m'indiquer comment reconnaît-on la jadéite en LPA (A-t-elle bien une couleur orangée) ?

On ne reconnaît pas un minéral par ses couleurs en LPA sur une photo, mais sous un microscope ... avec une platine tournante. Sous le micro, la couleur d'un minéral change lorsque l'on tourne et celui ci s'éteint 4 fois par tour. La couleur caractéristique est la teinte maximale sur l'échelle chromatique de Newton. Cette teinte maxi est typique, avec d'autres critères, d'un minéral. Mais elle dépend aussi de l'épaisseur de lame de roche (normalement 30 microns) ; d'autre part la composition chimique des mnx n'est pas fixe et la teinte de polarisation varie !
Sur une lame mince composée de plusieurs cristaux d'une espèce minérale, les différents cristaux sont dans des positions optiques variables : si l'on fait tourner la platine de micro, les différents cristaux prendrent successivement les mêmes teintes .

"Comment reconnaître les hornblendes à l'œil nu sur des échantillons de métagabbros venant du Chenaillet ou du Queyras ?"          

Dans le Queyras, il n'y a pas de hornblende, mais de la glaucophane ; toutes 2 sont des amphiboles, la premiere est brune (au Chenaillet), la 2eme est bleue au microscope ; macroscopiquement, les choses sont moins évidentes : la hornblende du Chenaillet est noire , la glaucophane du Queyras (ou d'ailleurs) est bleu très sombre presque noire, disons pour être franc, noire bleutée !

Je ne trouve aucun document expliquant cette partie du programme : "dans les Alpes Franco-italiennes, des roches qui contiennent des
témoins minéralogiques des conditions de pression et de température d'une subduction. Il s'agit d'éléments d'une ancienne lithosphère
océanique subduite et ramenée en surface (ophiolites)". J'aimerais connaître quels sont ces marqueurs minéralogiques.

Les marqueurs minéralogiques, ce sont des minéraux du métamorphisme de hautes pressions basses températures des métagabbros dans les alpes : glaucophane, lawsonite, ainsi que jadéite ; ou encore dans les métapélites.

Que sont les adakites (au format pdf) ? Voir aussi le texte de JF Moyen.

  Retour à la Photothèque ou bien à la première page ?