O G Spébio 2 E B 2009/2010 C R RAPPORT de la SORTIE

O G Spébio 2
E B 2009/2010
C R
RAPPORT de la SORTIE GEOLOGIE 2009 :
L’histoire des Alpes à partir d’éléments de terrain
A la Paute et au Chenaillet

INTRODUCTION :
Lors de notre sortie géologie nous nous sommes intéressés aux données de terrain recueillies
dans la zone Piémontaise des Alpes. En quoi la géologie de cette région nous a permis de retracer
l’histoire des Alpes ?
I- Les traces de l'ouverture d'un océan
Notre premier arrêt, au village de la Paute, nous permet de constater la présence d'une
couverture sédimentaire (entre les massifs du Taillefer et du Rochail), stratifiée d'une manière
particulière. En effet, les strates n'ont pas une épaisseur constante : l'épaisseur décroît d'ouest en est.
Nous en déduisons donc la présence de blocs basculés, formés par des failles listriques apparues
dans un contexte d'extension de direction est-ouest.
Ceci témoigne donc de la présence d'une ancienne marge passive.
Figure 1 : Coupe Est-Ouest entre Grenoble et Bourg d’Oisans
La datation des sédiments permet d'estimer le début de cette extension. En effet, les
sédiments ante-rift (dont l’épaisseur des strates est constante), datent du Trias. Les sédiments syn-
rift (en « éventail ») datent du Jurassique moyen et les sédiments post-rift (situé au niveau du
Rochail), du Jurassique supérieur.
Par conséquent, le rifting a commencé au Trias et s'est déroulé au Jurassique moyen. Au
Jurassique supérieur, l'extension était terminée.
Par ailleurs, nous retrouvons au Chenaillet plusieurs témoins de la présence ancienne d'un océan.
En effet, nous pouvons noter la présence de roches sédimentaires telles
que le marbre et les radiolarites, datant du Jurassique supérieur. Les radiolarites
sont les premiers sédiments déposés sur une croûte océanique, elles sont issues
du squelette siliceux des Radiolaires.
Figure 2 : Echantillon de radiolarite
De plus, à une altitude plus élevée, nous remarquons la présence de gabbros et de basaltes,
deux roches de la croûte océanique.

II- Un modèle de dorsale « lente »
Les données relatées précédemment nous ont permit de conclure sur l'existence d'une
dorsale, de direction est- ouest, qui a fonctionné entre le Trias et le Jurassique supérieur. D'autres
données, recueillies sur le Chenaillet peuvent nous renseigner sur la nature de cette dorsale.
Comme il a été dit précédemment, nous trouvons des gabbros et basaltes.
Les basaltes sont soit en filons au niveau des gabbros, soit à une altitude un peu plus élevée, en
coussins.
Les filons de basaltes sont peu nombreux. Par ailleurs, on remarque que les gros minéraux
de pyroxène sont situés au centre des filons, ce qui montre que le basalte s'est formé dans un gabbro
froid.
Figure 3 : Filon de basalte
Les basaltes en coussins se forment au contact d’une eau à environ -2°C (elle est encore
liquide à cause de la forte pression régnant en profondeur) lors d’une remontée de magma à
1000°C. A partir d’une première remontée de magma, on observe la formation d’un coussin dont la
surface se rompt lorsqu’elle a trop durci, il y a formation d’un second coussin de basalte. Sur un
centimètre d’épaisseur on peut voir des cristaux d’albite à la surface du basalte. Or l’albite est riche
en sodium, ce sodium provient du chlorure de sodium présent dans la mer.
Figure 4 : Basaltes en coussins Figure 5 : schéma formation pillow lava
Gros
minéraux
de
pyroxène

L'épaisseur de roches de la croûte océanique observée est d'environ 200m, soit 40 fois moins
que l'épaisseur observée au niveau d'une dorsale HOT.
Figure 6 : Coupe des ophiolites
On peut donc se demander d'où vient cette différence.
Nous pouvons observer, à l'affleurement, des roches contenant de la serpentine, c'est à dire
de l'ancienne olivine et d'anciens pyroxènes. Ce sont des serpentinites, roches dérivant de la
péridotite. Ces roches présentent à la fois des clinopyroxènes et des orthopyroxènes. Elles
appartenaient donc au type lherzolite.
Or, la lherzolite, contrairement à l'harzburgite, résulte d’un faible taux de fusion partielle.
La présence de la lherzolite explique le peu de d'épaisseur de roches magmatiques. En effet,
ayant un faible taux de fusion partielle, la péridotite a été à l'origine de peu de magma et donc de
peu de roches magmatiques.
Par conséquent, cette dorsale était à extension lente.
De plus, ceci explique la présence des gros minéraux de pyroxène au centre du filon de basalte et
non au contact du gabbro qui a eu le temps de refroidir. (Voir figure 3)
L'océan alpin a donc été ouvert au niveau d'une dorsale lente. L'extension de la croûte a eu
lieu du Trias jusqu'au Jurassique moyen. Au Jurassique supérieur a commencé la mise en place de la
croûte océanique (âge des radiolarites, premiers sédiments déposés). On n'observe pas de sédiments
du crétacé moyen, ce qui témoigne de la fermeture de l'océan à cette date.

Figure 7 : Coupe géologique du Chenaillet
III- Les marques de la fermeture de l'océan
Les roches retrouvées au Chenaillet sont des roches métamorphiques (marbres,
metagabbros, serpentinites). Elles ont donc subies une subduction, qui a provoqué le
métamorphisme, puis sont remontées à la surface lors de la collision, à l'origine des Alpes. Ce sont
des ophiolites.
On a aussi pu observer que les sédiments du Chenaillet se situent en dessous des restes de la croûte
océanique, il s’agit du signe d’une collision entre deux plaques. De plus il existe une faille qui
explique ce contact anormal.
Comme il n'y a pas de sédiments datant du crétacé moyen, nous pouvons en déduire, que la
subduction a eu lieu à ce moment là.
Il y a ensuite eu subduction des plaques continentales européennes et africaines, ce qui a aboutit à la
collision entre ces deux plaques.
Nous avons pu observer, à la Paute, un marqueur de cette collision : en effet, nous pouvons
remarquer la présence d'un pli affecté d'une schistosité verticale. C'est cette schistosité qui nous
permet d'orienter les contraintes à l'origine du pli.
Figure 8 : Pli antiforme de la Paute Figure 9 : Schéma du pli de la Paute