1- Les marqueurs attestant de la présence d`un océan
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CAPES CONCOURS INTERNE SCIENCES DE LA VIE ET DE LA TERRE Thème/Titre : Les Alpes, un océan disparu Niveau : Terminale S Attendus possibles et pistes de correction (Exemple de plan détaillé) L’introduction permet de rappeler les acquis de tectonique des plaques de la classe de 4ème, qui constituent un support de cette leçon en particulier que les plaques s’écartent et se forment dans l'axe des dorsales à raison de quelques centimètres par an. Amorce : Les Alpes franco-italiennes constituent l’extrémité occidentale des chaînes alpines. Elles résultent de la collision entre la plaque eurasiatique et la plaque africaine. Lorsqu’on étudie les unités géologiques constituant les Alpes, on peut se rendre compte que tout ne correspond pas à des unités continentales mais à des éléments provenant d’un océan L’objectif de cette leçon est de rechercher les vestiges de l’océan alpin dans l’édifice complexe que constitue la chaîne alpine à l’heure actuelle. Quels sont ces marqueurs et que nous apprennent-ils sur la formation des Alpes ? Parmi ces marqueurs, certains nous témoignent de la présence d’un océan « alpin » alors que d’autres donnent des indications sur la fermeture de cet océan. L’étude s’appuiera notamment sur les données issues d’ophiolites, extraites de la carte de au 1/50000e de Briançon. reformulation du sujet : Présenter les marqueurs géologiques qui témoignent que les Alpes résultent de la collision de deux lithosphères continentales autrefois séparées par un océan. Extrait du programme se rapportant au sujet : Dans les Alpes franco-italiennes affleurent des roches qui contiennent des témoins minéralogiques des conditions de pression et température d’une zone de subduction. Il s’agit d’éléments d’une ancienne lithosphère océanique subduite et ramenée à la surface (ophiolites). Dans les Alpes franco-italiennes affleurent les témoins de marges passives : sédiments, blocs basculés et de croûte océanique non subduite (ophiolites). Les marges passives sont déformées et témoignent de la collision continentale. La convergence est ici absorbée par la déformation des marges qui se raccourcissent et s’épaississent conduisant à la formation d’une chaîne de montagnes. 1- Les marqueurs attestant de la présence d’un océan A- Les marqueurs morphologiques et tectoniques. Au niveau de certains massifs (ex : le mont Pelvoux), on observe des séries de failles parallèles entre elles délimitant des blocs basculés avec une sédimentation particulière. Document 1: Carte géologique simplifiée du Dauphiné et schéma de la coupe géologique selon AB Cette organisation et cette sédimentation sont identiques à celles que l’on observe au sein des marges passives actuelles. Ces massifs seraient donc constitués d’anciennes marges passives, témoins d’une ouverture océanique. Les failles présentes dans ces marges passives fossiles sont des failles normales ; elles se mettent en place en contexte de distension au moment de l’ouverture continentale qui a lieu au cours de la phase de rifting. B- Les marqueurs pétrographiques. a) Les séries sédimentaires des marges passives fossiles. Au niveau des marges passives fossiles, on observe des calcaires contenant des fossiles de divers organismes : des Lamellibranches qui vivent fixer au sol, des coraux, des Ammonites capables de nager et des Radiolaires qui se laissent porter par les courants. Ces sédiments se succèdent du Trias au Jurassique supérieur avec d’abord les Lamellibranches et les coraux, puis les Ammonites et enfin les Radiolaires. Les Lamellibranches et les coraux ne se trouvent que près des côtes ; les Ammonites sont caractéristiques d’un océan ouvert (c’est-à-dire au niveau d’un plateau et d’un talus continental) ; les Radiolaires indiquent un océan profond. La succession de ces sédiments montre l’ouverture d’un océan. b. Des sédiments atypiques à haute altitude. Proche du sommet de certains massifs (ex : Chenaillet), on observe des sédiments rouges, appelés radiolarites. Ils sont constitués pas l’accumulation des tests siliceux des Radiolaires. Or, actuellement, ces dépôts se font en milieu océanique profond, (supérieur à 4000 m de profondeur). Leur présence au sein des Alpes prouve l’existence d’un océan « alpin » mature. c. Des séries magmatiques au sommet de certains massifs. Au sommet du massif du Chenaillet ou du Mont Viso, on observe des séries de roches constituées d’un empilement de basaltes en coussins, de gabbros et de péridotites. Activité envisageable : Assez simple d'utilisation, un fichier kmz pour google earth spécial chenaillet, très bien fait : http://www.ac-grenoble.fr/webcurie/google/Chenaillet_Chalot_Prat_FRA.kmz On exploite l’unité supérieure du Chenaillet peu déformée par l’orogenèse alpine Manipulation imposée sur la carte au 1/50000e Document 2 : Le massif du Chenaillet, un lambeau de lithosphère océanique préservée - Placer sur le calque quelques indications qui servent de repère géographique sur le schéma structural : les chevauchements (ou rétro chevauchements) à la limite de la zone briançonnaise et de la zone liguropiémontaise, quelques noms de localités comme Briançon. - Rechercher dans la légende les témoins ophiolitiques : Ʌ pour les péridotites et serpentinites, β pour les basaltes et θ pour les gabbro ; L’étude s’appuiera aussi sur du matériel supplémentaire demandé par le candidat : - les échantillons de la série du Chenaillet, en particulier une péridotite serpentinisée, un gabbro et un basalte de type MORB ; - des photos d’affleurement comme par exemple, une photo des falaises du Collet vert montrant les tubes de basaltes de 1 m de diamètre ! Document 3 : photo des falaises du Collet vert On observe : - des péridotites serpentinisées - des gabbros (300 m environ) souvent coupés de filons basaltiques - des basaltes en coussins et des brèches de coussins (jusqu’400 m) - des filons de plagio-granites (albitites) recoupant les péridotites serpentinisées - pas de couverture sédimentaire océanique conservée dans cette unité - des brèches de pillows reposant directement sur le manteau serpentinisé Document 4 : Comparaison pétrologique du Chenaillet et de la lithosphère océanique Ces roches ne sont que faiblement métamorphisées (faciès schiste vert). Les gabbros et les basaltes sont localement amphibolitisés (apparition d’ hornblende brune, au détriment du pyroxène). La comparaison de cet ensemble avec la coupe de lithosphère océanique rappelée atteste d’un vestige de lithosphère océanique « conservée » ; la transformation de l’olivine en serpentine est due à l’altération hydrothermale. Comment un tel lambeau a-t-il été préservé ? Le retour à la carte de Briançon permet de montrer les accidents tectoniques nombreux qui affectent ces ophiolites et les unités métamorphiques structuralement localisées en dessous, en particulier des failles subverticales tardives. Ces structures fragiles affectent un édifice de nappes et sont donc ainsi tardives et liées à la collision. Cette observation atteste du fait que ces formations ont été affectées par la tectonique associée à la collision. Hypothèse : ce lambeau a été «scalpé» (phénomène d’obduction) Document 5 : coupe de l’arête de Chenaillet Document 6 : Coupe du domaine liguro piémontais avant l’orogenèse, le Chenaillet a poussé au niveau des gabbros. Par comparaison du massif du Chenaillet avec les documents issus des dragages lors de l’étude de la lithosphère océanique, les données océaniques (fractures Vema, Kane), cette observation permet de rattacher l’océan Ligure à l’océan Atlantique. Au Chenaillet, il n’y a donc aucune épaisseur crustale, la dorsale de Téthys était une dorsale lente. Ce type de dorsale expliquerait l’extension limitée de cet océan et l’absence de volcanisme de subduction: le plancher lors de l’entrée en subduction était trop court pour aller assez profond et créer un tel volcanisme de subduction. Le complexe filonien est peu important au Chenaillet. C'est le cas de l'ophiolite du Chenaillet dans les Alpes est une ophiolite de type LOT (Lherzolite Ophiolite Types). Les ophiolites LOT ont une croûte océanique réduite, discontinue, voire absente et un manteau de nature lherzolitique. Le manteau est souvent métamorphisé en serpentine, car la croûte mince ou absente fait que la serpentinisation qui est une transformation de la péridotite par hydratation importante peut se produire. Les ophiolites LOT sont issues de dorsales à croissance lentes (environ 1cm/an, comme celle de l'océan Atlantique). Là encore, leur présence témoigne de l’existence d’un océan « alpin ». Matériel et activité envisageables : échantillon de gabbro du Chenaillet (+ lame) + évolution d’un gabbro du fond océanique + situer les roches sur le diagramme général P°- T°. Transition : On observe donc au sein des Alpes des témoins de l’existence d’un ancien océan « alpin ». Mais cet océan a disparu. Retrouve-t-on également des traces de cette disparition ? 2- Les marqueurs attestant de la fermeture de l’océan. A- Les marqueurs morphologiques et tectoniques. Une coupe au niveau des Alpes montre un empilement d’unités les unes sur les autres. Document 7 : Schéma d'interprétation du profil sismique de la croûte au niveau des Alpes. Ces unités se chevauchent grâce au jeu des failles inverses et de grands chevauchements qui traversent l’ensemble du socle. Nous avons une preuve ici du contexte compressif dans lequel se sont mises en place les Alpes. Ceci a provoqué un énorme raccourcissement horizontal. B- Les marqueurs pétrographiques. Les lambeaux de lithosphère océanique présents sur différents massifs ne sont pas tous identiques : ¤ Au niveau de la vallée du Guil, on retrouve des métagabbros à glaucophane. Le glaucophane est un minéral issu du métamorphisme. Sa formation demande une pression légèrement supérieure à celle observée au niveau de la croûte océanique. Matériel et activité envisageables : échantillon d’amphibolite du Guil (+lame). + évolution du gabbro lithosphérique + situer les roches sur le diagramme général P°- T°. ¤ Au niveau du Mont Viso, on retrouve des éclogites à la place des métagabbros. Or les éclogites sont des roches dont la formation demande une haute pression et une basse température. Matériel et activité envisageables : échantillon d’éclogite du Viso (+lame). + évolution du gabbro lithosphérique + situer les roches sur le diagramme général P°- T°.et Sur un diagramme de pression et température, voici où se situent les domaines de stabilité de ces formations : Document 8 : Domaines de stabilité de quelques associations minéralogiques en fonction de la pression et de la température. Pour expliquer leur formation, il faut que ces roches se soient retrouvées au sein d’une subduction. Nous avons donc là des preuves de la disparition de l’océan « alpin » par subduction. Conclusion : Au sein des Alpes franco-italiennes, nous pouvons observer deux types de marqueurs : les marqueurs de la présence d’un océan « alpin » donc d’une extension océanique ainsi que les marqueurs de la disparition de cet océan donc d’un mécanisme de convergence. L’étude de ces marqueurs permet de reconstituer l’histoire des Alpes. Conclusion sur la diversité des témoins océaniques dans les Alpes :en plus des ophiolites, on retrouve des reliques de roches magmatiques descendues en HP dans le chenal de subduction, un énorme volume de paléosédiments océaniques métamorphisés en HP,des vestiges de paléomarge passive, etc. Ouverture sur les autres chaînes de montagne, toutes issues de la fermeture d’un océan… Document 9 : Schématisation de l’histoire des Alpes franco italiennes Document 10: Déplacement relatif du continent africain depuis 100 millions d'années (Cartes d'après le site internet : http://www.odsn.de) La croûte continentale est représentée en noir et la croûte océanique en blanc. Les longitudes et les latitudes sont données en degrés.
