Éléments de correction de la partie 1
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769779172 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.
