1- Les marqueurs attestant de la présence d`un océan

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.
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.
Document 1: Carte géologique
simplifiée du Dauphiné et schéma
de la coupe géologique selon AB

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
- 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 liguro-
piémontaise, 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 !
On observe :
- des péridotites serpentinisées
Document 2 : Le massif du
Chenaillet, un lambeau de
lithosphère océanique préservée
Document 3 : photo des falaises
du Collet vert

- 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
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 4 :
Comparaison pétrologique
du Chenaillet et de la
lithosphère océanique
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.
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.
Document 7 : Schéma d'interprétation du profil sismique de
la croûte au niveau des Alpes.