L B U M N G SORTIE GEOLOGIQUE DU CHENAILLET Le 8

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L B
U M
N G
SORTIE GEOLOGIQUE DU CHENAILLET
Le 8 septembre 2009, nous sommes allés dans la zone briançonnaise des Alpes, afin
d’étudier l’histoire géologique de la région. Nous nous sommes plus particulièrement intéressés à
deux lieux que nous avons étudiés : La Paute et le Chenaillet.
Au cours de cette sortie, nous avons tenté de répondre à plusieurs problématiques:
Quel est le mécanisme de formation de la chaine des Alpes ? Comment dater l’orogenèse alpine ?
Pourquoi trouve-t-on du plancher océanique en haut du Chenaillet ?
Nous avons tout d’abord relevé des traces d’une période d’extension, puis celles de la
présence d’une dorsale d’activité lente et enfin les indices attestant la présence d’une période de
convergence
I] Les Alpes : une région en expansion pendant le Jurassique moyen et le Jurassique
Supérieur
A) Les indices d’un ancien rifting : des blocs basculés et des failles normales
Lors de notre premier arrêt à la Paute, nous avons étudié un affleurement sédimentaire. Il était
en effet constitué d’une falaise composée de plusieurs strates visibles par une alternance de couches
claires (des calcaires) et de couches sombres (des marnes).

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On observe que les strates sont plus épaisses à l’ouest qu’à l’est. Il s’agit d’une structure en
éventail des sédiments. Ceci met en évidence la présence de blocs basculés. Les blocs basculés se
trouvent normalement dans les zones de marge passive. Dans ce type de marge on trouve aussi
beaucoup de failles normales indiquant une extension. Nous n’avons toutefois pas pu les observer car
trop éloigné de la Paute et de notre route. L’extension est néanmoins visible et elle a une orientation
ouest/est.
On date cette extension grâce aux sédiments selon qu’ils aient été affectés par la faille ou
non. Les sédiments anté-rift datent du Trias, les syn-rift du jurassique moyen et les sédiments post-rift
situés au sommet du Rochail datent du jurassique supérieur.
L’extension a ainsi commencé au Trias et elle était terminée au Jurassique supérieur car les
sédiments de cet âge ne sont pas affectés par les traces d’extension.
L’analyse de cet affleurement
est permise par sa coupe
géologique d’orientation
Ouest-Est.
B) Les témoins d’un ancien océan alpin
En contrebas du Chenaillet, vers Gondran, nous avons pu observer une roche à
l’affleurement comportant des strates. Cette roche réagissant à l’acide chlorhydrique est une roche
carbonatée. On peut remarquer qu’elle est affectée d’une schistosité, témoin qu’elle a subit de fortes
contraintes. C’est un marbre datant du jurassique supérieur.
Ouest
Est
W
E

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A quelques mètres, nous avons étudié une deuxième roche plutôt rouge ou verdâtre ne
réagissant pas à l’acide chlorhydrique. Celle-ci est très dure (raye le verre et a donc une dureté
supérieure à 6.5/10). Il s’agit d’une roche sédimentaire composée principalement de silice.
Cette roche se nomme la radiolarite, en effet elle dérive des radiolaires, protozoaires vivant
dans tous les océans. Ces protozoaires vivent avec un squelette en silice, et, quand ils meurent, ils
tombent au fond de l’océan ; leur matière organique est décomposée alors que leur squelette reste au
fond de l’océan. Si l’océan est très profond (>4000m), les squelettes calcaires des autres protozoaires
se dissolvent totalement dans l’eau. Les sédiments forment ainsi une roche composée principalement
de silice : la radiolarite. Celle-ci date du jurassique supérieur.
On en conclut qu’il y avait un océan alpin lors du jurassique supérieur et les roches observées
sont les premières à s’être déposés sur le fond océanique.
II] L’océan alpin est un océan mis en place par une dorsale lente
A) Les indices mettant en évidence la présence d’une dorsale
Lors de notre montée au Chenaillet nous avons remarqué qu’il y avait, des roches présentant
des filons. Ce sont des roches qui comportent clairement un type de roche, une autre roche plus foncé
puis le premier type de roche. Nous avons compté seulement une dizaine de ces roches en 150 m de
dénivelé. Il s’agit de filons de basaltes au sein de gabbros.
Limites du filon
Petit cristal de
plagioclases
Gros cristal de
plagioclases

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On peut clairement voir que ce filon présente de gros cristaux de plagioclases au milieu et de
petits cristaux de plagioclases sur les cotés. On déduit que le filon s’est mis en place au milieu d’une
roche froide (plus froide que la lave). La lave remonte dans le filon en étant chaude, les bords du filon
sont refroidis par la roche froide environnante et de petits cristaux se forment. En revanche, au milieu
du filon la lave reste chaude; elle met donc plus de temps pour refroidir et les cristaux ont donc le
temps de se développer.
Au dessus des gabbros contenant des filons nous avons remarqué la présence de roches de
formes plus ou moins arrondies.
Ces roches très foncées sont composées d’une pate noire. Ce sont des basaltes en coussin
(ou pillow lava). Ces basaltes dérivent de la lave très chaude (1000°C) qui remonte à la surface et qui
entre en contact avec l’eau froide de l’océan (entre 2°C et -2°C). La lave refroidit donc instantanément
sur sa couche externe. On peut remarquer que sur cette couche de la roche, il y a de petits amas
blancs : des varioles. Elles sont composées de cristaux d’albites disposés en « pompons ». Or les
albites sont des cristaux comportant beaucoup de Na+. La lave étant peu différentiée elle ne peut
contenir assez de Na+ pour fabriquer des cristaux d’albite. Le sodium vient donc d’une autre source
que la lave. L’océan étant salé, il peut dissocier le sel en Na+ et en Cl-. Le Na+ entre dans la lave dès
qu’elle sort du filon.
B) L’ophiolite du Chenaillet est un vestige d’une dorsale lente
A la base des complexes filoniens étudiés, nous observons des lentilles de Serpentinite. Cette
Serpentinite est issue de péridotite ayant subit une fusion partielle. Cette roche présente deux types
de pyroxène : des orthopyroxène et des clinopyroxènes. Cette caractéristique nous indique que c’est
une Lherzolite.
De plus, nous avons observé peu de filons basaltiques. Lors de l’activité de la dorsale, il y
avait ainsi peu de magma mis en place et la quantité de croute « produite » était ainsi faible. Cette
faible activité en en effet visible par l’épaisseur de croute observée au Chenaillet qui est nettement
inférieure par rapport a une ophiolite de type Harzburgite.
Enfin, l’observation précédente d’une infiltration de lave chaude dans une roche refroidie
confirme une dorsale lente. En effet, une dorsale lente ne produit pas une quantité de magma
constante.

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Après
l’observation des
différents
affleurements, nous
avons pu établir la
coupe de l’ophiolite du
Chenaillet :
III] Les Alpes : une région en convergence depuis le Crétacé moyen
Sur tout le terrain, nous n’observons pas de sédiments plus anciens que le Crétacé moyen. Il
n’y a ainsi pas eu de dépôts sédimentaires depuis ce moment et l’océan alpin s’est donc refermé.
Cette fermeture a eu lieu par subduction entre le Crétacé moyen et le Crétacé supérieur.
Nous avons de plus pu observer à la Paute des indices d’une convergence. Il s’est en effet
produit une collision entre la plaque africaine et la plaque européenne.
La convergence est visible par la présence d’un pli dont les
roches le constituant ont subit une cassure selon un sens
privilégié. Elles sont en effet affectées d’une schistosité qui
est due à la réorientation de minéraux d’argile selon un
plan perpendiculaire aux forces s’appliquant à la roche. Il
s’agit ici d’une schistosité de plan axial qui permet de
déterminer les contraintes subies par la région : une
compression Est-Ouest.
Les roches du Lias sont affectées par cette compression et
se plissement. La compression est donc postérieurs au
Lias et elle a aboutit à l’orogénèse alpine qui n’est pas
terminée.
BILAN
Notre étude sur le terrain ainsi que l’étude d’affleurements, de roches et l’observation des
paysages à différents endroits des Alpes nous a permis de reconstituer l’histoire de la formation des
Alpes. Il s’est en effet tout d’abord produit une extension qui a aboutit à l’ouverture d’un océan alpin
pendant le Jurassique Moyen. Cet océan c’est ensuite refermé à partir du Crétacé moyen par
subduction puis cette convergence à entrainer la collision de la plaque Apulie et de la plaque
européenne à l’origine de l’orogénèse alpine.
Cette sortie nous a également permis de comprendre le travail du géologue qui ne part pas
d’à priori mais bien de faits observables.