Éléments de correction de la partie 1

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Bac blanc 2012
Éléments de correction de la partie 1
Introduction
La chaîne des Alpes forme un relief positif majeur (point
culminant le Mont Blanc 4 810 m) qui s’étend de la France
à la Slovénie.
On s’interroge sur l’origine de sa mise en place à partir de
données obtenues dans la partie occidentale de la chaîne
qui forme un arc orienté nord sud entre la France et l’Italie
(Alpes franco-Italiennes).
I. Les témoins d’un océan ancien
A. Des blocs basculés témoins d’une marge
continentale passive
Schéma 1 d’après Nathan TS p. 221 doc. 2a et p. 229
fig. 3 (partie basse)
Dans la partie la plus occidentale de la chaîne (région de
Grenoble) on observe une succession de failles normales
listriques (plans de failles concaves vers le haut) de
direction nord sud, dont le bloc effondré, orienté vers l’est,
est recouvert de roches sédimentaires disposées en trois
tranches :
- des sédiments basculés avec leur soubassement donc
antérieurs au mouvement des failles (anté-rift) ;
- des sédiments en éventail donc déposés lors du
mouvement des failles (syn-rift) ;
- des sédiments recoupant les failles (discordants), donc
déposés après leur mouvement (post-rift).
Ces ensembles, formant des blocs basculés, ont le même
aspect que ceux révélés par sismique réflexion dans les
marges continentales passives. Ces dernières sont des
zones de transition, très faiblement sismiques, entre une
lithosphère continentale, formant des blocs basculés, et
une lithosphère océanique. Elles correspondent à l’un des
deux versants du rift qui a initié l’ouverture océanique.
Dans le contexte alpin les blocs basculés marquent donc la
transition entre la lithosphère continentale européenne (ici
située à l’ouest) et un océan alpin.
Que reste-t-il de cet océan ?
B. Des ophiolites témoins d’une lithosphère
océanique
En se déplaçant vers l’est, dans la partie axiale de la
chaîne, on rencontre par endroits (massif du Chenaillet)
des complexes ophiolitiques formés de trois ensembles
superposés de roches magmatiques :
- péridotites à la base (roches magmatiques plutoniques) ;
- gabbros dans les niveaux intermédiaires (roches
magmatiques plutoniques) ;
- basaltes en coussins au sommet (roches magmatiques
effusives, typiques d’épanchements en milieu marin).
Le tout, parfois recouvert de sédiments océaniques
profonds (radiolarites).
Les ophiolites sont en tous points comparables à la
lithosphère océanique, telle qu’on peut l’observer
aujourd’hui.
Dans les Alpes, ce sont des lambeaux d’une lithosphère
océanique constituant le fond de l’océan alpin.
Si océan il y a eu, force est de constater qu’il a
aujourd’hui disparu. Comment expliquer un tel
événement ?
II. Les témoins la fermeture océanique
Schéma 2 d’après Nathan TS p.235 fig. D
A. Un métamorphisme HP-BT témoin d’une
subduction
En progressant encore vers l’est on trouve d’abord des
schistes bleus (Queyras) puis des éclogites (Mont Viso).
Ces roches résultent d’un métamorphisme croissant subi
par la lithosphère océanique suite à un enfouissement qui
provoque une augmentation de pression (HP = haute
pression) dans un contexte de basses températures (BT).
Cela entraîne des transformations minérales car les
minéraux ne sont stables que dans des conditions de
pression et de température données (domaines de stabilité).
- En surface les basaltes et les gabbros forment le faciès
des schistes verts, domaine de stabilité de l'association :
chlorite (minéral vert) + actinote (amphibole) +
plagioclases.
- Vers 15 à 30 km de profondeur, le faciès des schistes
bleus est formé de métabasaltes et de métagabbros du
domaine de stabilité de l'association : glaucophane (=
amphibole bleue lavande) + plagioclases (résiduels).
plagioclases + chlorite  glaucophane + eau
- À partir de 40 à 50 km de profondeur, le faciès des
éclogites est formé de métabasaltes et de métagabbros
du domaine de stabilité de l'association : grenats (roses) +
jadéite (= pyroxène sodique de couleur verte) avec ou
sans glaucophane.
plagioclase + glaucophane  grenat + jadéite + eau
Un tel enfouissement est lié à une subduction de la
lithosphère océanique sous une lithosphère sus-jacente.
B. De la subduction à la collision continentale
La subduction résulte d’une convergence lithosphérique
entre la plaque européenne, à l’ouest, et la plaque
africaine, à l’est. Cela a d’abord provoqué la fermeture de
l’océan alpin, puis la collision entre la marge passive
européenne et la marge active africaine qui a permis
l’élévation de la chaîne alpine.
Conclusion
La collision continentale résulte d’une fermeture
océanique par subduction dans un contexte de convergence
lithosphérique.
La fermeture de l’océan alpin a mis en contact la marge
passive européenne et marge active africaine. La
convergence se poursuivant, une partie de la lithosphère
océanique a été pincée puis portée en domaine continental
(ophiolites). De plus, la lithosphère continentale de la
plaque plongeante ne pouvant pas s’engager dans la
subduction elle s’écaille en lames crustales qui s’empilent
et forment une racine qui remonte par différence de
densité. Cette remontée a permis, a près érosion, la mise en
surface des schistes bleus et des éclogites formés en
profondeur.