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On trouve les indices de cette océanisation dans la zone médiane où l'on observe des ophiolites, (Mt Chenaillet) : ancienne croûte océanique NON SUBDUITE, 

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Document 1 Le Chenaillet Coupe géologique schématique des ophiolites du Chenaillet Altitude (en m) Éléments de correction Barème : Tous les éléments  

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Les ophiolites du Chenaillet et le plancher océanique actuel sont constitués de séries de roches très similaires Un tableau permet de résumer les ressemblances 

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la zone externe des Alpes (doc de référence) Le document 2 nous présente une coupe géologique des ophiolites du Chenaillet Elles se trouvent dans la zone 

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Ces ophiolites sont situées à la frontière entre 2 plaques d'ophiolites ou des sédiments océaniques Certains gabbros du Chenaillet ont subi un faible

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ou dans les structures géologiques, des marqueurs caractéristiques On peut observer dans le massif du Chenaillet des roches, les ophiolites, comportant un 

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poste 1 2 / La dynamique de la lithosphère océanique --> poste 2 II / Les associations ophiolitiques et leur signification 1 / Le massif ophiolitique du Chenaillet

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Problématique : Le massif du Chenaillet a-t-il le même âge que celui de Balagne ? Stratégie : Afin de répondre à cette problématique : • Observe au microscope 

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CORRECTION TP 25 SVT : ophiolites de Chamrousse • On observe les roches de la formation de Chamrousse au microscope pour identifier les minéraux 

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1)- Les ophiolites du Chenaillet p 168-169 2) -Des traces de l'ouverture océanique p170-171 II- La fermeture de l'océan alpin par une subduction antécollision

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Corrigé

Attention en rouge pas demandé dans votre intitulé mais possible dans un sujet de BAC Bien bien

lire le sujet Les indications des lieux ne sont pas obligatoires.

Introduction

Les Alpes occidentales sont un exemple de chaîne de collision résultant de la convergence de deux lithosphères continentales, l'une

européenne, l'autre africaine. Cette collision n'est que le dernier épisode de l'histoire de la chaîne alpine : il succède à un épisode

océanique marqué par l'ouverture d'un océan, son expansion puis sa fermeture par subduction. Des observations de terrain permettent

de dégager de nombreux indices, utiles aux géologues, pour reconstituer l'histoire océanique de la chaîne. Quelles sont les indices

d·un ancien domaine océanique et ceux témoignant d·un raccourcissement ?

Nous allons d'abord mettre en évidence les témoins de l'existence d'un océan alpin et ceux de sa disparition, avant de nous pencher

sur les marqueurs d'un raccourcissement lithosphérique ayant provoqué la collision.

I. L'existence d'un ancien océan

A. Des traces de fond océanique

Pour prouver la présence d'un domaine océanique à l'emplacement des Alpes à l'époque jurassique, il faut rechercher, dans les roches

ou dans les structures géologiques, des marqueurs caractéristiques.

On peut observer dans le massif du Chenaillet des roches, les ophiolites, comportant un empilement caractéristique comprenant, de

bas en haut : des péridotites verdâtres, dont l'olivine est transformée en un minéral hydraté, la serpentine ; des gabbros, présentant des auréoles d'amphiboles autour du pyroxène ; les amphiboles résultent d'une réaction chimique entre des plagioclases et des pyroxènes hydratés ; des basaltes à disposition en coussin, appelés " pillow lavas » ; une couverture sédimentaire, constituée de schistes et de calcaires.

ƒ Un tel empilement de roches (péridotites, gabbros, basaltes) se retrouve actuellement au niveau

de la dorsale médio-atlantique, où il constitue le plancher océanique nouvellement formé. Les

ophiolites seraient donc un ancien plancher océanique, ayant subi un métamorphisme hydrothermal et actuellement charrié sur le continent par un phénomène appelé obduction.

B. Des traces de marge passive

Des structures tectoniques révélatrices de la naissance d'un rift au Jurassique peuvent être observées dans la zone externe des Alpes, au niveau des massifs cristallins externes. Il s'agit de blocs limités par des failles normales qui affectent le socle granito-gneissique ainsi que la couverture sédimentaire triasique. Ces failles, orientées sud-ouest - nord-est, sont donc postérieures au Trias et typiques d'une tectonique en extension au cours de laquelle se produit un amincissement local de la lithosphère continentale jusqu'à sa fracturation. Entre les failles, des blocs, comme celui des massifs de la Mure, du Taillefer ou du Rochail, rappellent les blocs basculés caractéristiques de la structure des marges passives des océans actuels. Ils sont recouverts de sédiments en éventails, parfois très épais, prouvant leur bascule progressive au cours du temps. Ces blocs et les failles qui les limitent témoignent de l'épisode de " rifting » qui a permis la mise en place de l'océan alpin.

C. Des fossiles marins

On retrouve parfois des roches calcaires présentant des fossiles G·MQLPMX[ PMULQV SURIRQGV qui confirment bien la présence d·un

ancien océan. D·autre fossile témoigne d·un océan moins profond voir de milieu lacunaire qui laisse pensé à la fermeture d·un océan.

(Transition) Les traces d'ocĠans ă plus de 2000 m d'altitude sont nombreuses. Mais comment a-t-

il disparu et surtout qu'elle trace cette disparition a-t-elle laissé ?

II. La fermeture de l'océan alpin

L'océan alpin a bien entendu aujourd'hui disparu et la seule explication possible à sa fermeture est celle d'une subduction de sa

lithosphère.

On retrouve actuellement dans le Queyras des métagabbros présentant des zones colorées en bleu, révélant la présence de

glaucophane. Le glaucophane est un minéral typique du faciès des schistes bleus dans un métamorphisme de basse température et

haute pression.

Au mont Viso, on peut observer des roches de même composition chimique que les gabbros, appelées éclogites, et contenant deux

minéraux typiques d'un métamorphisme de haute température et haute pression : la jadéite et le grenat.

Les roches du plancher océanique contiennent des minéraux stables dans les conditions de basse pression et de basse température

régnant en surface. Si elles sont soumises à une augmentation de pression et de température, liées à un enfouissement, l'équilibre

minéralogique devient instable. Les minéraux présents subissent une déshydratation et de nouveaux minéraux stables dans les nouvelles

conditions apparaissent (glaucophane, jadéite, grenat).

Les transformations métamorphiques plus ou moins poussées observables actuellement dans les Alpes s'expliquent donc par un

enfoncement du plancher océanique dans l'asthénosphère, jusqu'à 50 km de profondeur environ dans le Queyras ou 90 km au mont

Viso. C'est le retour ultérieur des roches en surface après la collision des plaques lithosphériques en jeu qui permet leur observation.

La subduction du plancher océanique marque l'arrêt de l'extension crustale et l'apparition de forces de compression. Elle se traduit par

le plongement de la plaque eurasienne d'ouest en est sous la plaque africaine, enfouissant les roches de surface en profondeur et

fermant l'océan alpin. (transition) Cette fermeture a entrainé la collision de deux blocs continentaux, les forces

compréhensive gigantesque en jeu ont laissé elles aussi des traces dans le paysage alpin, c'est

que je vous propose de voir maintenant. III. L'affrontement de deux lithosphères continentales

A. Des indices tectoniques

Après la résorption de l'ensemble du plancher océanique par la subduction, deux lithosphères continentales s'affrontent. Tant que des forces de compression continuent de s'exercer, il n'y a d'autres solutions que la collision pour réduire la surface de la lithosphère, au niveau de la croûte comme au niveau de la couverture. Les paysages aux reliefs élevés sont des indices morphologiques de cette collision. C'est le cas dans les massifs cristallins externes (Belledonne, Mont-Blanc), dans la zone médiane (mont Viso, Grand-Paradis) ou enfin dans les zones internes (massif de Sesia-Lanzo). Les mouvements de compression ont affecté la couverture : on constate un décollement des sédiments qui glissent sur les couches plastiques du

Trias (évaporites) provoquant :

ƒ des plis (anticlinal de Saint-Julien-en-Beauchêne) ; ƒ des failles inverses avec chevauchement, visibles par des contacts anormaux en discordance, comme dans le cas des calcaires du Saint-

Eynard, au nord-ouest de Grenoble ;

ƒ des nappes de charriage posées sur des sédiments qui leur sont plus récents, comme dans le cas de la montagne de Blayeul. Les mouvements de compression ont également affecté la croûte : le rejet d'anciennes failles normales en failles inverses réduit la surface de la croûte ;

l'empilement d'écailles crustales, formées par rabotage dans la zone d'affrontement des deux plaques est à l'origine des reliefs

élevés ; cet épaississement de la croûte, dans la zone de suture des deux plaques (zone briançonnaise), provoque un enfoncement

du moho sous la chaîne de montagne à plus de 50 km de profondeur et la formation d'une racine crustale importante.

B. Des indices pétrologiques

1. Du métamorphisme lié à la collision

Le métamorphisme est la transformation d'une roche à l'état solide après sa formation. La température et la pression sont les deux

facteurs responsables de ces transformations qui touchent les minéraux qui la constituent. Le métamorphisme s'amorce lorsque les

conditions ne sont plus les mêmes que celles qui prévalaient lors de la formation initiale de la roche. Le métamorphisme transforme les

minéraux constitutifs des roches modifiant ainsi leur aspect général.

Dans le métamorphisme touchant les chaines de montagnes (souvent au niveau de la racine), la roche lors de sont enfouissement se

trouve soumise à une augmentation de température et de pression, due au poids des roches situées au-dessus qui comprime les

PLQpUMX[ TXL VH PUMQVIRUPHQP HP RQP PHQGMQŃH j V·RULHQPHU SMUMOOqOHment à la surface (foliation). Dans cette situation le métamorphisme

est qualifié de moyenne pression- moyenne température (MP-MT). Il conduit à la formation de roches métamorphiques comme les

schistes, micaschistes ou gneiss.

2. La croûte peut former un magma granitique

La croûte continentale est solide dans son ensemble, mais la fusion partielle peut être atteinte lorsque la température augmente

fortement en relation avec une modification du gradient géothermique.

Dans ce cas, les roches métamorphiques subissent un début de fusion partielle et libèrent des liquides magmatiques. Les roches

formées sont les migmatites.

Dans certains cas, les conditions de températures et de pression sont telles que la fusion peut être totale. Il se forme alors un magma

JUMQLPLTXH TXL SHUPHP OM IRUPMPLRQ GH JUMQLPHV GLPV G·MQMPH[LHB

Remarque : La présence de fluides, et notamment d'eau, abaisse considérablement les conditions de température du début de la fusion

partielle.

Conclusion

Nous retrouvons bien dans les Alpes les traces d·un ancien océan, fossiles, marges passives, ophiolites viennent le prouver. De plus le

raccourcissement est visible en de nombreux point par les structures géologiques particulières comme les failles inverse ou les

chevauchements enfin la collision a entrainé des modifications jusqu·au ѱXU de la matière visible par le métamorphisme caractéristique

de la collision.

L'évolution de la chaîne n'est pas pour autant terminée. Le relâchement des forces de compression se traduit ultérieurement par un

aplanissement des reliefs par érosion et une remontée de la racine crustale, permettant à la chaîne d'évoluer vers une stabilisation des

structures.quotesdbs_dbs46.pdfusesText_46