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.