Séjour d`étude à Briançon D`après M - SVT Académie d`Orléans

Séjour d’étude à Briançon D'après Matthieu Rouif 1S2
Lycée Sainte Ursule Tours
(Dans le cadre des nouveaux programmes de première S les trois classes du lycée sont allées dans le
Briançonnais accueillies par le CBGA)
Mardi 9 octobre : la lithosphère océanique fossile
Nous sommes allés étudier le massif du Chenaillet qui est une ophiolite, c’est à dire un
morceau de croûte océanique qui fait partie du chaîne de montagne. Le géologue, Thibault,
nous a d’abord rappelé les notions de géologie qui nous étaient nécessaires :
Nous nous sommes arrêtés à 2200m d’altitude au lac des Sarailles où nous avons observé.
Grâce à l’observation de la couleur et de la taille des roches nous avons pu diviser l’arrête
Ouest du Chenaillet en trois partie distinctes :
1- une partie formée de « taches sombres », une partie formée d’éboulis grossiers et clairs et
une dernière partie formée d’éboulis fin et sombre.
Nous sommes allés étudier la première partie en nous
arrêtant a 2300m. Nous avons donc trouvé un échantillon
caractéristique de ces «taches sombres », cet échantillon
était composé d’une pâte noire, c’est de la serpentine (eau
et olivine)et de cristaux verts dorés feuilletés qui sont des
pyroxène. On a donc un échantillon de péridotite qui est
la roche du manteau supérieur et qui a été appauvri de
l’ordre de 10%. On peut en conclure qu’il y a eu une
fusion partielle du manteau car le feldspath plagioclase
(premier des trois éléments qui compose la péridotite à
entrer en fusion) a disparu.
2- Nous sommes, ensuite, allés étudier la partie formée d’éboulis grossier et clair à 2350M
d’altitude.
Nous avons chercher un échantillon
la roche est composée de cristaux
blancs, les feldspath plagioclases, et
de cristaux noirs, les pyroxènes. On
peut donc dire que la roche présente
est du gabbro, roche magmatique
plutonique (refroidissement lent en
profondeur). On peut aussi observer
des roches non cristallisées en filon
dans le gabbro c’est du basalte dont
le refroidissement a été rapide. Les
filons sont rares, il n’y a pas de
complexe filonien. Ces filons sont les
anciennes chambres magmatiques.
On peut aussi voir du gabbro rouillé :
ce sont les fluides hydrothermaux qui
ont lessivé les gabbro et emporté
certains constituants excepté le fer
qui s’est, par conséquent, retrouvé en
proportions plus importantes. Les
traces de rouilles sont donc visibles
et montrent le passage de l’eau.
3- Nous nous sommes, enfin, arrêtés à 2450m la partie des éboulis fins et sombres.
Nous avons pu observer une roche
avec des formes arrondies et non
cristallisée. Cette roche a donc subit
un refroidissement rapide, c’est du
basalte, de la lave en coussin.
La serpentine qui est composée
d’eau et d’olivine, la rouille présente
dans certains gabbros, les traces
d’hydrothermalisme, la présence de
lave en coussin sont autant
d’éléments qui nous permettent
d’affirmer que le massif du
Chenaillet a été autrefois en contact
avec de l’eau et la reconstitution du
massif nous permet de dire que
c’était une dorsale de type
Atlantique (fusion partielle du
manteau, petite chambre
magmatique et non permanentes).
Matin du Mercredi 10 octobre : la pratique du terrain, lecture des roches sédimentaires.
On cherche une trace fossile de la rupture continentale et de l’océanisation. Pour cela nous
sommes allés a Combarine ancienne mine de charbon. Nous nous sommes arrêtés sur un terril
et nous avons cherché des échantillons caractéristiques.
Nous avons d’abord trouvé une
roche noire et feuilleté ; elle a été
formée à partir d’argile c’est du
schiste. Le principe d’actualisation
(on prend des observations du présent
et on les reporte au passé) nous
permet de dire que l’environnement
de Combarine était alors composé de
marécages. On a ensuite trouvé une
roche grenue et compact, on peut dire
qu’elle est composée de sable (quartz
et silice) c’est donc du grès. Le sable
nous permet de dire qu’il y a eu
érosion d’un relief et transport du
sable issu de l’érosion puis dépôt et
sédimentation du sable. On a aussi
trouvé une roche grenue composé de
matériaux de taille différente (sable
et gravier), on a donc du
conglomérat. Ce conglomérat indique
aussi l’érosion d’un relief et le
transport des graviers et du sable puis
le dépôt et la sédimentation. On a
aussi trouvé une roche noire et
tachante elle est issue de la
sédimentation de végétaux c’est du
charbon.
On a aussi trouvé le fossile d’un arbre, le type
de fossile et le principe d’actualisme nous
permet de dire que la végétation était
caractéristique d’un climat chaud et humide.
De plus, les fossiles nous permettent de dire
que ces couches ont été formées il y a 250
millions d’années.Toutes les informations
trouvées sur le contexte nous permettent de
dire qu’il y a 250 millions d’années le
Briançonnais était formé des derniers reliefs
des montagnes hercyniennes et qu’un torrent
transportait les sables et les graviers issus de
l’érosion dans un marécage où ils se
déposaient et où il y avait sédimentation. Le
climat était chaud et humide, donc le
Briançonnais était situé au niveau de
l’équateur.
Après-midi du Mercredi 10 octobre : Métamorphisme hydrothermal
Nous sommes retourné au Chenaillet et nous nous sommes rendus au torrent de la
Cerveyrette. On a rappelé que les gabbros étaient des roches magmatiques plutoniques issues
de la cristallisation totale par refroidissement lent du magma produit de fusion partielle du
manteau supérieur. Nous avons ensuite chercher un échantillon de roche caractéristique des
gabbros à cet endroit qui pourrait contenir des traces de la déformation et de l’hydratation de
la croûte océanique. Nous avons trouvé des gabbros formés de cristaux clairs (plagioclases) et
de cristaux sombres ( pyroxènes) on peut cependant remarquer que ces gabbro possède en
plus des autres gabbro des minéraux verts et une sorte de marge noir terne entre les
plagioclases et les pyroxènes, c’est une amphibole, de l’hornblende. Grâce aux amphiboles et
aux minéraux verts on peut retrouver sur la grille pétrogénétique dans quelless conditions ces
gabbros sont apparus et l’historique des condition de pressions et de température qu’ont subi
les gabbros. Ils n’ont d’après la grille que subit des condition de hautes températures et basses
pressions ce qui est caractéristique d’un contexte d’accrétion.
Lorsqu’une roche est portée dans des condition de pression et de température
différentes de celles de sa formation dans un contexte océanique (en présence d’eau) elle
subit un ensemble de transformations minéralogiques : le métamorphisme hydrothermal. Les
transformations du métamorphisme se font à l’état solide il n’y a donc aucune traces de
fusion. Les roches métamorphiques contiennent alors des indices minéralogique à détecter et a
exploiter (reliques, produits, relations entre les minéraux). On a aussi trouvé des gabbros avec
une orientation privilégiée et où les bandes rubanées claires de plagioclase alternaient avec
des lits de hornblende. On peut cependant encore voir des « yeux » de pyroxène entourés
d’amphibole noir ou hornblende. On voit que quand la roche est déformé il n’y a
pratiquement plus de réactif relique ,ici les quelques « yeux » de pyroxène, mais qu’il y a
beaucoup d’amphibole noir terne (hornblende) qui est le produit nouveau alors que dans les
roches peu déformées il reste beaucoup de réactif relique mais peu de produit nouveau s’est
formé . Quand la roche est déformée la transformation minéralogique est complète alors que
quand la roche n’est pas déformée la transformation minéralogique est incomplète. La
déformation augmente donc la quantité de produit formé et donc la vitesse de la
transformation car la surface de contact entre le pyroxène et le plagioclase ,quand la roche est
déformée, est beaucoup plus importante.
Jeudi 11 octobre : divergences et marges passives
Nous nous sommes d’abord arrêtés a Prelles pour étudier le briançonnais au trias
inférieur (de –245 à –200 millions d’années) . Nous avons pu observer des couches de grès et
de conglomérat. Nous avons aussi vu des fossiles de fentes de dessiccation et de rides de
plages. Le matériau qui constitue le grès et le conglomérat est principalement le silice. Or on
sait que le silice est le matériau qui résiste le mieux à l’érosion donc s’il ne reste pratiquement
plus que du silice c’est qu’on est à la fin de l’érosion d’un relief, les montagnes hercyniennes.
Nous nous sommes ensuite arrêté a Barrachin pour étudier le Briançonnais au Trias
moyen (-240 millions d’années à –220millions d’années). On peut voir une roche
sédimentaire avec des strates de différentes couleurs avec des dépôts blanc d’épaisseur
régulière et des dépôts gris d’épaisseur irrégulière. Les strates grises, à la différences des
strates blanches, sont effervescentes si on verse de l’acide dessus. Donc on peut dire que les
strates grises sont formées de calcaire. On peut voir des fossiles d’algues vertes, des
stromatolites. Les strates blanches sont des fronts de dolomitisation. On peut voir le passage
d’une onde sismique (cassure brusque d’une strate) la présence sismique est confirmée par la
présence d’une couche de cendre entre deux bancs.
La présence des stromatolites qui nécessitent la présence d’eau et de lumière nous permet de
dire qu’à l’époque dans le Briançonnais il y avait des eaux très peu profondes pas plus de
trente mètres. Le fond de la mer se recouvrait de bancs de sédimentation jusqu’à ce qu’il ne
reste plus que deux mètres de profondeur ce qui a donné les bancs calcaire. Puis quand il ne
restait plus que deux mètres de profondeur l’eau était très chargée en Magnésium et en
Calcium ce qui transformait la composition chimique de la surface de la couche de calcaire en
dolomie c’est le front de dolomitisation. Puis avec la distension de la croûte continentale la
mer retrouvait les trente mètres de profondeur et de nouvelle couche de dépôt de calcaire se
formaient.
Nous avons ensuite étudié le Jurassique inférieure et moyen (entre –200 millions d’années et
–155 millions d’années toujours à Saint Crépin. On ne peut pas voir de roche témoignant de
cette époque il y a une lacune stratique. On observe donc la surface du Trias et on observe une
surface irrégulière qui s’explique par l’oxydation des matériaux à l’air. S’il n’y a pas de
couche sédimentaire c’est qu’il n’y a pas eu de sédimentation. Comme on voit que la surface
de la couche correspondant au Trias a été en contact avec de l’air on peut
penser que l’absence de sédimentation s’explique par l’absence d’eau. De plus on sait qu’il y
a une présence de couche sédimentaire dans les régions aux alentours du Briançonnais c’est à
dire le Piémontais et le Dauphiné. On peut donc émettre l’hypothèse d’une île du
Briançonnais.
Après le Trias inférieure et moyen c’est
l’ouverture de l’océan Alpin. On reste à Saint
Crépin pour étudier le Jurassique supérieur (-155
millions d’années à –135 millions d’années). On
peut observer une roche compact rose dans
laquelle sont incrustés des fossiles de plancton et
d’ammonites. La présence des fossiles d’animaux
qui ne vivent que en grandes profondeur (on peut
penser grâce au principe d’actualisme que
l’ammonite vivait dans les mêmes conditions que
le nautile actuel) nous indique que l’océan était de
grande profondeur. La distension s’accélère.
Nous avons ensuite étudié le Jurassique inférieure
et moyen (entre –200 millions d’années et –155
millions d’années toujours à Saint Crépin. On ne
peut pas voir de roche témoignant de cette époque
il y a une lacune stratique. On observe donc la
surface du Trias et on observe une surface
irrégulière qui s’explique par l’oxydation des
matériaux à l’air. S’il n’y a pas de couche
sédimentaire c’est qu’il n’y a pas eu de
sédimentation. Comme on voit que la surface de
la couche correspondant au Trias a été en contact
avec de l’air on peutpenser que l’absence de
sédimentation s’explique par l’absence d’eau. De
plus on sait qu’il y a une présence de couche
sédimentaire dans les régions aux alentours du
Briançonnais c’est à dire le Piémontais et le
Dauphiné. On peut donc émettre l’hypothèse
d’une île du Briançonnais.
Après le Trias inférieure et moyen c’est l’ouverture de l’océan Alpin. On reste à Saint
Crépin pour étudier le Jurassique supérieur (-155 millions d’années à –135 millions d’années).
On peut observer une roche compact rose dans laquelle sont incrustés des fossiles de plancton
et d’ammonites. La présence des fossiles d’animaux qui ne vivent que en grandes profondeur
(on peut penser grâce au principe d’actualisme que l’ammonite vivait dans les mêmes
conditions que le nautile actuel) nous indique que l’océan était de grande profondeur. La
distension s’accélère.
Nous nous sommes ensuite arrêtés
a notre dernier arrêt à Champcella pour
étudier le Briançonnais au Crétacé
inférieur (entre –135 millions d’années et
–100 millions d’années. On peut observer
une roche en strates donc sédimentaire.
On voit l’alternance de bancs gris clair
avec des bancs plus fin brisés. On
détermine grâce à l’acide que les bancs
épais gris clairs sont carbonatés alors que
le bancs fins ne sont pas carbonatés. Les
bancs épais sont formés de calcaire et les
bancs plus fin et brisé car il résistent à
l’érosion sont formé de silice qui résiste
très bien à l’érosion, c’est du silex. On
peut aussi voir des fossiles de plancton ce
qui implique le fait qu’on ait un Océan de
grande profondeur.
Synthèse de l’ouverture de l’océan Alpin
Il y a 250 millions d’années, alors qu’il n’existait qu’un seul continent la Pangée,
on assiste à l’érosion de la vieille chaîne hercynienne. Les torrents transportent le silice et le
sable et les graviers dans les marécages entourés de forêts. A cette époque le Briançonnais est
situé
entre
les
tropique
le
climat
est
chaud
et
humide.
Pendant le trias inférieur (-245 à –240 millions d’années), la chaîne de
montagnes hercynienne devient un continent aplani et le Briançonnais est un delta qui est
recouvert périodiquement par des crues. Il y a une distension de la croûte continentale. On a
une sédimentation pré-rift
Puis pendant le trias
moyen et supérieur (-240 à –200 millions d’années), le Briançonnais est envahit par une mer
très peu profonde qui va de deux à trente mètre de profondeur. On a toujours une distension
de la plaque continental ce qui provoque un amincissement de la couche continentale. On a
une
sédimentation
syn-rift.
Pendant
le
Jurassique inférieur et moyen ( -200 à –155 millions d’années), il n’y a pas de sédimentation
dans le Briançonnais . Celui ci est sorti du rift continental pour former l’île du Briançonnais la
lithosphère
continentale
est
de
plus
en
plus
étirée.
Il y a 155 millions d’année c’est l’ouverture de l’océan Alpin la lithosphère qui est une croûte
rigide cède et casse, c’est l’accrétion. C’est à ce moment qu’on assiste à l’hydrothermalisme
qui agit sur la gabbro par exemple. Pendant le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur (155 millions d’années à –100 millions d’années) on a un agrandissement constant de l’océan
Alpin, qui est très profond (planctons) et qui sépare l’Afrique de l’Europe. La sédimentation
est
post-rift.
L’ouverture océanique va ensuite se fermer et l’Océan Alpin va rétrécir et la
subduction va donner naissance à la chaîne de montagne des Alpes.