B. — EXTENSION DES DIVERS FACIES DE LA SERIE DES SCHISTES LUSTRES

Un coup d'œil sur la carte géologique annexée à ce mémoire permet de se rendre compte que la série des Schistes lustrés se superpose partout à la série cristallophyllienne des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo, qui sera étudiée plus loin. On peut constater que les Schistes lustrés entourent d'une ceinture complète le massif du Grand Paradis. Mais, tandis que vers l'Ouest (Haute-Tarentaise et Haute-Maurienne), vers Je Nord (ensellement du Val d'Aoste) et vers le Sud (ensellement du Val de Suse), les Schistes lustrés se développent très largement au delà des limites de notre carte géologique, à l'Est ils ne constituent, entre les vallées de la Stura di Vallegrande et de la Soana, qu’un mince liseré pincé en direction SW - NE dans les gneiss minuti (voir page 33) du massif de Sesia-Lanzo. A l'Est de ce liseré, que j’appellerai désormais «bande de Locana » du nom de la localité où on le rencontre le long de la coupe de l’Orco, quelques écailles mésozoïques (vallées de l’Avasse et de Ribordone, Cima dell'Ujà, Monte Croass) se trouvent isolées dans ces gneiss minuti, alors que plus au Sud c’est l'énorme massif de roches vertes de Lanzo et ses annexes qui se trouvent inclus dans la vieille série cristallophyllienne.

Telle est la répartition d'ensemble de la série cristallophyllienne des Schistes lustrés dans la région étudiée. Avant d'étudier avec plus de détail l’extension des divers termes de cette série et leurs rapports mutuels, il est indispensable d’énumérer brièvement les principaux faciès pétrographiques qui concourent à sa constitution.

1. — Principaux faciès constituants de la série des Schistes lustrés.

a) LES ROCHES TRIASIQUES.

Les faciès caractéristiques de ces roches permettent de les reconnaître facilement et leur âge ne fait pas de doute. Les horizons du Trias constituent normalement la base de la série des Schistes lustrés. Ce Trias présente les mêmes faciès que le Trias briançonnais, mais il en diffère par le métamorphisme général qu’il a subi. On peut y distinguer, de bas en haut, des quartziles phylliteux, des cargneules plus ou moins phylliteuses et des marbres dolomitiques phylliteuxr. Dans la région étudiée la puissance de ce Trias est très réduite et ne dépasse jamais quelques dizaines de mètres.

b) LE COMPLEXE DES SCHISTES LUSTRÉS PROPREMENT DITS.

Le faciès dominant est celui des calcschistes gris noir qui sont les véritables « schistes lustrés », à surface s gondolée et luisante et à patine roussâtre lorsque la calcite a été dissoute par les agents atmosphériques.

Les faciès accessoires sont nombreux et peuvent se rencontrer à n'importe quel niveau de la série. Certains d’entre eux sont intimement liés, de par leur nature pétrographique, aux caleschistes; ce sont des calcschistes gréseux, pauvres en carbonates et riches en quartz, qui dérivent d'anciens grès calcaires, ou des calcschistes très riches en carbonates et qui passent même à des marbres phylliteur. D'autres faciès accessoires sont nettement différents des calcschistes par leur richesse en quartz et en minéraux

phylliteux: ce sont des chloritoschistes ou des séricitoschistes, en général complètement dépourvus de carbonates.

Dans celle série principalement micaschisteuse, on rencontre en outre des assises gneissiques plus ou moins puissantes où l’albite devient l’un des éléments dominants. Plus résistants que les calcschistes encaissants, ces gneiss albitiques forment sur les versants des ressauts visibles de loin. J'ai déjà indiqué (Première partie) qu'ils sont particulièrement développés en France dans le massif du Charbonnel, d'où le nom de gneiss albitiques du Charbonnel sous lequel je désignerai désormais ce faciès.

c) PRASINITES.

Ce sont des roches qui par leur couleur verdâtre, comme l'indique leur nom, et par leur texture plus ou moins schisteuse se distinguent de tous les autres faciès de la série des Schistes lustrés. Kalkowsky a créé ce terme pour désigner des roches dans lesquelles on trouve, parmi les éléments essentiels, outre un plagioclase acide (albite en général), de l’amphibole, de l’épidote et de la chlorite en quantités à peu près égales. Depuis la célèbre note de V. Novarese [1894 a] qui a codifié la nomenclature et la systématique des roches vertes, le terme de prasinite désigne, plutôt qu'une roche, un groupe de roches où les types, très variés, sont essentiellement caractérisés par la présence d’albite d’une part, et de minéraux colorés (amphibole, épidote, chlorite) d'autre part. Lorsque l’albite est prédominante, on a affaire aux prasinites typiques, dites prasinites amphiboliques, épidotiques, chloriteuses (—ovardites) selon la nature du minéral coloré dominant. Il existe par ailleurs tous les types intermédiaires entre les prasinites ainsi définies et les amphibolites, les épidotites, les zoïsitites où la quantité d’albite est plus ou moins réduite sinon nulle; de même il existe tous les termes de passage entre les prasinites et les roches où le quartz et le mica blanc deviennent des éléments dominants et qui sont des gneiss prasinitiques, si l’albite est présente, ou des micaschistes, si ce plagioclase n'est que peu ou pas du tout représenté.

Assez peu répandues en France, dans la région étudiée, ces roches prasinitiques jouent un rôle très important en territoire italien.

d) ROCHES VERTES.

J’exposerai plus loin les raisons qui me conduisent à séparer les prasinites des roches vertes proprement dites. Jusqu'à présent en effet, on a réuni sous le vocable de «roches vertes » (au sens large) ou sous e nom d’ophiolites (dans la littérature de langue allemande), d’une part les prasinites, et d'autre part les roches qui dérivent, par métamorphisme, de pyroxénites, péridotites, gabbros, diabases, etc Parmi ces «orthodérivés », qui sont les véritables roches vertes, au sens restreint que je donne à ce terme, les serpentines sont les plus fréquentes dans la région étudiée.

Tels sont les principaux faciès ou groupe de faciès pétrographiques dont l’ensemble constitue la série des Schistes lustrés.

2. — Répartition et rapports mutuels des faciès pétrographiques de la série des Schistes lustrés.

a) TRIAS.

Les roches triasiques occupent une place minime dans la région étudiée. On a re-

connu depuis longtemps que les affleurements de Trias sont effectivement très réduits autour du massif du Grand Paradis.

Sur les bordures nord est, est et sud, c’est-à-dire sur la majeure partie du pourtour du massif, on ne rencontre pas de Trias à la base des Schistes lustrés: les calcschistes ou les prasinites reposent directement sur les gneiss du Grand Paradis ou de Sesia-Lanzo. On pourrait signaler, comme seules exceptions, les deux minces lames de marbres dolomitiques qui bordent à l'Ouest et à l'Est l'extrémité sud du massif de serpentine de Locana, et les petites lentilles de marbre dolomitique qu'on rencontre un peu plus au Nord dans la haute vallée de Ribordone. Ces roches ont été de fait attribuées au Trias par les géologues ilaliens (Feuille Ivrea de la Carte géologique d'Italie au 1/100.000). L'étude pétrographique conduit à admettre qu’il s’agit de roches carbonatées dérivant des serpentines auxquelles elles sont toujours associées, el non de roches sédimentogènes: leur âge triasique est donc à rejeter (Voir p. 94).

Sur les bordures ouest et nord ouest du massif du Grand Paradis, entre Cogne et le Col de Sea, les affleurements de Trias sont plus abondants quoique assez discontinus.

Les uns, situés à la base de la série des Schistes lustrés le long de la bordure ouest du Grand Paradis, forment de longues bandes dont l'épaisseur ne dépasse que rarement quelques dizaines de mètres. L’une d'elles s'étale, dans la vallée de l’Orco supérieur entre le Mont Tout Blanc et le lac Agnel, sur 9 kilomètres de longueur; une autre longe sur 8 kilomètres le versant droit de la vallée de l’Arc entre l’Aiguille de Gontière et Bonneval. Cette dernière bande triasique est localement redoublée par le synclinal, jalonné de calcschistes, du plateau des Loses, près de Bonneval (Fig. 29 el 30).

D’autres affleurements de Trias, occupant une position similaire aux précédents à la base des Schistes lustrés, constituent de petites lentilles isolées de quelques dizaines à quelques centaines de mètres de longueur el, dans certains cas, de quelques mètres de puissance seulement. Elles sont assez fréquentes sur le bord sud ouest du massif du Grand Paradis où, entre Bonneval et le Col de Sea, on rencontre successivement les lentilles du Couloir de la Fontaine, de Picherse, du col des Evettes et du col de Sea.

Quelques affleurements de roches triasiques sont sans relation apparente avec la masse des Schistes lustrés: ils sont en effet imbriqués dans les « gneiss minuti » de l’auréole périphérique du massif du Grand Paradis où ils jalonnent de petits replis synclinaux situés en bordure même du massif. Telles sont les écailles triasiques de la basse vallée de Valnontey, du col du Nivolet et, en France, celle plus réduite du ruisseau du Montet signalée par E. Raguin [1930 c].

Enfin, un cerlain nombre de lames de roches triasiques sont incluses dans la série des calcschistes, à des niveaux variables de la région basale. Elles sont relativement fréquentes au Nord du massif du Grand Paradis, en particulier au Nord Est de Cogne et dans le massif de la Grivola. On retrouve les mêmes phénomènes en France dans les environs de Bonneval: Pointe d’Andagne, Pointe des Leissières, écaille de l’Iseran. Cette dernière bande de Trias qui s'étend sur près de 12 kilomètres de longueur entre le col de Bassagne, à la frontière franco-italienne, jusqu’au glacier des Roches sur le versant droit de la vallée de l’Arc, est particulièrement remarquable par sa continuité; E. Raguin [1929 a, b; 1930 c] l’a interprétée comme l’homologue en Haute-Maurienne du « faisceau vermiculaire de Zermatt » (E. Argand), jalonnant une surface d’étirement au sein de la nappe des Schistes lustrés; plus récemment, F. Ellenberger [1952] a proposé d'y voir le témoin d’un «pli isoclinal à rebours » provoqué par le reflux tardif des Schistes lustrés vers l'Est. A. Amstutz [1950, 1951 b] était parvenu à des conclusions à peu près analogues en ce qui concerne la région située au Nord du Grand Paradis.

Dans tous ces gisements, il est assez rare de rencontrer la série des roches triasiques complète, c’est-à-dire de bas en haut: les quartzites du Trias inférieur, les dolomies et

les cargneules phyliteuses du Trias moyen et les marbres dolomitiques du Trias supérieur. Cependant, au sommet de la falaise du plateau des Loses, près de Bonneval, on peut noter, au-dessus des gneiss minuti, une coupe, d'épaisseur très réduite, mais qui est complète car elle comporte de bas en haut: des quartzites rosés très compacts (1 m), des cargneules peu vacuolaires dont l'épaisseur varie entre un et plusieurs mètres, et des marbres dolomitiques blancs zonés de gris qui peuvent atteindre localement une

quinzaine de mètres de puissance, comme c’est le cas dans le petit ensellement synclinal de la Lenta.

Cette coupe complète n’est sans doute pas unique, mais il faudrait, pour le démontrer, suivre pas à pas les longues bandes triasiques du bord ouest du massif du Grand Paradis. Sans un examen très détaillé et minutieux, la distinction entre les quartzites de base et les gneiss minuti de l’auréole périphérique du Grand Paradis est en général malaisée, ces gneiss devenant fréquemment très quartzeux dans cette région du massif (Voir p. 153, 155). L'interprétation de certains auteurs, E. Argand par exemple, selon laquelle le sommet des gneiss du Grand Paradis engloberait de façon continue les quartzites de base du Trias, est donc concevable; cependant l'étude pétrographique permet de la rejeter sans discussion car elle rend possible la distinction entre les quartzites à séricite du Trias et les gneiss ou les quartzites à biotite rétromorphosés du Grand Paradis.

Quoi qu’il en soit, en dehors de cette bordure sud occidentale du Grand Paradis, où le Trias apparaît assez complet mais avec une puissance très réduite, on ne rencontre, partout ailleurs où le Trias est représenté, qu'une série discontinue et plus ou moins incomplète. En général, ce sont les quartzites de base qui sont le plus souvent absents, alors que les dolomies et les cargneules phylliteuses, les marbres dolomitiques sont représentés conjointement dans la majorité des cas.

Ces derniers existent parfois seuls, comme c’est le cas sur la bordure nord du massif du Grand Paradis où il est très intéressant de constater qu’ils débutent par un horizon conglomératique. G. B. Dal Piaz [1939, p. 135] avait déjà signalé «le faciès conglomératique de la dolomie triasique près de Diégoz dans le Valsavaranche ». Personnellement j'ai pu observer, dans la basse vallée de Valnontey au Sud de Cogne, des calcaires dolomitiques renfermant à leur base de nombreux galets roulés de quartz et surtout de gneiss (!) provenant du vieux socle cristallophyllien sur lequel reposent les Schistes lustrés.

Par comparaison avec les épaisseurs considérables qu'atteint le Trias à l’Ouest de la région étudiée (Vanoise, Briançonnais) ou au Sud (bordure du massif de Dora-Maira) on a admis (Voir par exemple: M. Gignoux et L. Moret [1930, p. 108]) que l'extrême réduction du Trias autour du massif du Grand Paradis était uniquement due à d’intenses phénomènes de laminage. Indiscutablement de tels phénomènes existent et Îles chapelets de lentilles étirées de Trias de la bordure sud ouest, l’absence de l’un ou de l’autre terme de la série triasique dans de nombreux affleurements, en sont des preuves

(4) L'étude pétrographique de ces galets de gneiss montre qu'ils peuvent être rattachés au groupe des gneiss minuti de Sparone et plus particulièrement au niveau des gneiss de Pessinetto. On verra plus loin. d'une part que ces derniers dérivent d'anciens micaschistes à deux micas rétromorphosés et albitisés, et d'autre part que cette rétromorphose et cette albitisation sont d'âge alpin récent. L existence de galets de gneiss albitiques dans le Trias de Valnontey semble donc contradictoire. En réalité l'étude pétrographique montre d’une part .que ces galets de gneiss sont peu rétromorphosés (biotite très fraîche) et surtout fort peu albitisés comparativement aux gneiss minuti de Pessinetto, et d'autre part que le ciment calcaro-dolomitique de la lentille triasique de Valnontey est lui-même albitisé (voir p. 61). On doit donc admettre que l’albitisation a affecté à la fois le ciment et les galets du conglomérat de Valnontey et qu'elle est bien post-triasique.

certaines. Cependant je ne crois pas que ces laminages aient été suffisants pour réduire de plusieurs centaines de mètres la série triasique, comme on l’admet généralement, sans laisser des traces visibles (mylonites, structure cataclastique). Par ailleurs, il est difficile de comprendre comment de si grandioses phénomènes tectoniques auraient pu réduire de façon égale chacun des trois termes de la série triasique et les laisser ensuite superposés dans l'ordre stratigraphique normal.

Ces considérations conduisent à penser que le Trias de la bordure ouest du massif du Grand Paradis était un Trias à faciès briançonnais très réduit, devenant de moins en moins épais et même conglomératique vers l'Est, puis disparaissant complètement dans cette direction. Les laminages tectoniques lorsqu'ils existent se sont effectués sur une série triasique originellement fort peu épaisse.

Les conséquences de cette manière de voir, que je ne suis pas le premier à adopter (Voir: G. B. Dal Piaz [1939]), sont très importantes en ce qui concerne l’histoire paléogéographique de la région. J'y reviendrai plus loin (Voir 4 partie).

b) RAPPORTS ENTRE LES ROCHES TRIASIQUES ET LES CALCSCHISTES.

S. Franchi [1925 a, b] a montré qu'il existe un passage continu entre les calcaires dolomitiques du Trias supérieur et les calcschistes dont la base est liasique. Cet auteur a même découvert [1910], dans le haut Val de Suse, du Rhétien fossilifère normalement intercalé entre le Trias dolomitique et les calcschistes et il a montré que ces couches de passage avaient une grande extension dans les Alpes Cottiennes et dans les Alpes Graies.

Dans la région étudiée l'absence de fossiles n'empêche pas d'être aussi affirmatif, car nulle part il n'existe de trace de discontinuité entre les roches triasiques et les calcschistes sus-jacents, ainsi que M. Bertrand [1894 a, c, d] l'avait déjà indiqué: le passage est toujours continu et se fait par l’intermédiaire de marbres phylliteux pouvant atteindre localement une centaine de mètres de puissance, devenant vers le haut de plus en plus phylliteux, se chargeant aussi de quartz et passant ainsi insensiblement aux calcschistes proprement dits. Le passage est si graduel qu’il est impossible de préciser la limite entre Trias et Lias et il se peut même que la partie inférieure des marbres phylliteux, situés assez constamment à la base de la série des calcschistes, appartienne encore au Trias supérieur.

En tout cas on peut conclure que le changement qui s’est opéré à cette époque dans le régime de la sédimentation et qui fait passer des sédiments lagunaires et néritiques du Trias aux sédiments argilo-schisteux plus profonds du Lias, a été très progressif.

c) MICASCHISTES ET FACIÈS ALBITIQUES (PRASINITES ET GNEISS DU CHARBONNEL).

Les micaschistes et les prasinites constituent l'essentiel de la série des Schistes lustrés.

1° Micaschistes.

Parmi les micaschistes, les calcschisles où micaschistes calcifères qui sont les véritables «schistes lustrés », dominent largement, témoignant d’une sédimentation à dominante argilo-calcaire, devenant localement plus ou moins gréseuse. Leur épaisseur dépasse, en Haute-Maurienne, 2000 mètres, mais elle est très probablement exagérée par des replis internes. Il est devenu traditionnel de dire que les calcschistes forment une épaisse série monotone et peu différenciée, En réalité, n'importe quelle coupe détaillée

montre, au sein des calcschistes, de nombreuses et fines inltercalations, souvent récurventes, de chloriloschistes et sériciloschistes d’une part, et de micaschistes amphiboliques d'autre part. Les premiers témoignent de l'existence, au cours de la sédimentation, d'épisodes plus argileux, les seconds d'épisodes plus marneux et plus magnésiens. Ces roches sont peu apparentes à l’affleurement car elles sont aussi tendres et aussi sombres que les calcschistes encaissants auxquels elles passent d'ailleurs en toute continuité et avec lesquels on les a toujours confondues jusqu'à présent.

Par contre les faciès albitiques se détachent nettement au sein des Schistes lustrés. Leur teneur en feldspath, parfois très importante, leur confère en effet une compacité qui se traduit par l’individualisation de ressauts et de corniches rompant la monotonie des versants mous formés par les micaschistes. La teinte de ces roches, verte pour les prasinites, blanche pour les gneiss du Charbonnel, s'oppose en outre au ton gris noir des calcschistes.

FiG. 11 — CARTE SCHÉMATIQUE MONTRANT LA RÉPARTITION DES PRINCIPAUX FACIÈS PÉTROGRAPHIQUES DE LA SÉRIE DES SCHISTES LUSTRÉS DANS L’ENSELLEMENT DU VAL DE SUSE

Noir plein: roches vertes

Grisé: prasinites

Pointillé: calcschistes

Hachures: massifs cristallins internes

20 Prasiniles.

Ce sont les prasinites qui sont de loin les plus répandues. Un coup d'œil sur la carte géologique de la région suffit à montrer qu’elles entourent d’une lisière presque continue les gneiss du Grand Paradis et qu'elles s'étendent ensuite très largement vers le Sud dans les bassins de la Stura di Ala et de la Stura di Viu.

Les types lithologiques de prasinites sont très variés, comme V. Novarese (1894 a) et bien d’autres auteurs l'ont souligné. L'étude pétrographique qui va suivre me permettra d’une part de décrire plusieurs variétés de prasinites et surtout de préciser que la grande masse de ces roches provient de l’albitisation de micaschistes amphiboliques d'origine para. Je m'occuperai seulement ici d'étudier les relations stratigraphiques des prasinites avec les calcschistes.

Si on considère d’une part la répartition des prasinites autour de la coupole gneissique du Grand Paradis et d’autre part les pendages de leur schistosité cristallophyllienne, toujours concordante avec la stratification comme dans tout le complexe des Schistes lustrés, on est conduit à admettre que les prasinites se situent à la base de la série des Schistes lustrés, au-dessous des calcschistes. De fait, en dehors de la basse vallée de la Savara et de la haute vallée de l’Are, partout la série mésozoïque débute, là où le Trias est inexistant, par des prasinites.

Par contre l’examen de la carte géologique (Voir planche hors texte et fig. 11) dans la région située au Sud du massif du Grand Paradis amène à des conclusions en apparence opposées. En effet, dans le grand ensellement synclinal du Val de Suse, compris entre le Grand Paradis au Nord et le massif de Dora-Maira au Sud, on constate que les prasinites sont situées au-dessus de masses de caleschistes très importantes: tel est le cas par exemple sur la bordure septentrionale du massif de Dora-Maira, sur la bordure occidentale du massif de Sesia-Lanzo entre Cantoira et Viù, dans la Haute-Maurienne

Quesr EsrT

RE EEE

NII = 0 es + eme Schistes argrlo-calcaires (Futurs calcschistes)

Mcaschistes à deux micas Antéhouiller, *

[Futurs gneiss albitiques de Pessinetto) Discorpance Disconpance ET LACUNE

FIG. 12 — DIAGRAMME SCHÉMATIQUE MONTRANT LA DISPOSITION PRIMITIVE PROBABLE DE LA SÉRIE SÉDIMENTAIRE MÉSOZOÏQUE GÉNÉRATRICE DE LA SÉRIE CRISTALLOPHYLIENNE DES SCHISTES LUSTRÉS AUX ABORDS DU MASSIF DU GRAND PARADIS

entre Bonneval et Rocciamelone. En réalité cet ensellement synelinal du Val de Suse a élé litléralement vidé de toute la partie supérieure de la série des Schistes lustrés qui s’est écoulée vers l'Ouest où on la retrouve actuellement dans la région externe et frontale de la nappe des Schistes lustrés. Or dans toute cette région, la série des Schistes lustrés est

essentiellement représentée par des calcschistes et autres micaschistes dépourvus de toute intercalation de prasinites. On doit donc admettre qu'originellement la masse prasinitique du bassin des Stura était bien située au-dessous d’une puissante série de calcschistes qui a glissé vers l'Ouest de sorte que l’ensellement du Val de Suse ne contient plus que les parties les plus profondes de son remplissage primitif. Par ailleurs, en bordure de la grande masse prasinitique des Stura, l'étude des relations entre les caleschistes et les prasinites montre qu’il existe des passages latéraux très nets entre ces deux formations, à la fois vers l'Ouest (indentations des faciès dans les vallées d'Avérole et de la Lombarde), vers le Sud (imbrications des faciès dans la haute vallée de la Stura di Viù en amont d'Usseglio) et vers l'Est (indentations des deux faciès tout au long de la zone comprise entre Locana, Cantoira, Ceres et Viù). Les mêmes observations peuvent d'ailleurs être faites au Nord Est et au Nord du massif du Grand Paradis, c’est-à-dire sur le bord sud du grand ensellement synclinal du Val d'Aoste, par exemple dans la région comprise entre la Grivola, Cogne et la haute vallée de l’Ayasse.

L'étude pétrographique qui révèle toujours un passage très continu entre les calcschistes et les prasinites par l'intermédiaire de micaschistes amphiboliques progressivement enrichis en albite secondaire, conduit à penser que ces imbrications des deux faciès ne sont pas le résultat de phénomènes tectoniques, mais qu’elles correspondent bien à une variation latérale, à une interstratification des deux faciès sédimentaires originels. Le diagramme schématique de la figure 12 montre ce qu'a dû être à un moment donné de l’histoire du géosynelinal piémontais la disposition des faciès sédimentaires qui sont à l’origine du complexe des Schistes lustrés.

3° Gneiss albitiques du Charbonnel.

J'ai déjà défini cette dénomination (Première partie) que j'emploie pour désigner les faciès albitiques faiblement pourvus ou dépourvus de minéraux colorés et riches en quartz, caractères qui les opposent aux prasinites.

Ces gneiss, de teinte claire, plus ou moins phylliteux, sont beaucoup moins répandus que les prasinites. On les rencontre aussi bien dans les calcschistes que dans les prasinites; ils y forment des lames lenticulaires concordantes dont la puissance varie de quelques décimètres à quelques centaines de mètres et la longueur de quelques mètres à quelques kilomètres.

Au point de vue de leur répartition, on peut noter que ces gneiss sont très rares ou même complètement absents au Nord Ouest de l'Arc et d’une façon plus générale dans toute la région située à l'Ouest et au Nord du massif du Grand Paradis (7). Tout au plus peut-on signaler les lames de gneiss de la région de l’Iseran (Pays Désert, Ouille de la Jave. Col du Montet, déjà signalées par E. Raguin et F. Hermann [1930]) et d'autres, non cartographiables en raison de leur exiguité, telles celles du Pont de la Neige, du Plateau des Loses, etc, ou celles, beaucoup plus rares, qui existent dans la région des sources de l’Orco et dans le massif de la Grivola.

Par contre dans les régions situées au Nord Est du massif du Grand Paradis (vallée de l’Ayasse), à l'Est (bande des Schistes lustrés de Locana) et surtout au Sud (enselle-

(2) Je n'ai pas effectué de levers géologiques dans la région située au Nord de la vallée du Grand Eyvia: il se peut que les gneiss du Charbonnel y soient en réalité présents.

ment du Val de Suse), les lames de gneiss albitiques du Charbonnel sont très fréquentes et acquièrent un développement important.

En France elles ne sont bien représentées que dans les vallées d'Avérole et de la Lombarde, sur les versants nord et est du massif du Charbonnel qui doit à cette ossature gneissique son altitude élevée: la Pointe de Charbonnel (3760 m), bien que située dans le domaine des Schistes lustrés, est en effet le sommet le plus élevé de la Haute- Maurienne et elle dépasse nettement les hauts sommets migmatitiques des Levanna appartenant au massif du Grand Paradis. C’est ce développement des gneiss albitiques dans ce secteur qui m'a conduit à les appeler « gneiss du Charbonnel ».

La présence de ces lames de gneiss dans les Schistes lustrés a été diversement interprétée depuis qu'elle a été signalée par M. Bertrand et P. Termier [1895]. P. Cermier [1901 a] admettait déjà qu'il s'agissait d’intercalations normales dans la série des Schistes lustrés, mais ayant subi, du fait de l’intrusion de roches éruptives, des modifications plus intenses que les autres niveaux de la série. Par contre F. Hermann (1927, 1928, 1930] et, à sa suite, E. Raguin [1929 a, b; 1930 a, b, ©; 1931] et G. B. Dal Piaz [1927, 1929], les ont considérées comme des «copeaux » arrachés au noyau cristallin antétriasique de la nappe de la Dent-Blanche (massif de Sesia-Lanzo), et inclus tectoniquement en position anticlinale dans la base de la série des Schistes lustrés (Voir, par exemple, la coupe de la figure 3). Ces auteurs avaient été conduits par cette interprétation à admettre que la majeure partie de la série des Schistes lustrés constituait l'enveloppe mésozoïque de la nappe VI (Dent-Blanche) et non celle de la nappe V (Mont- Rose — Grand Paradis). De fait, au moins macroscopiquement, ces gneiss du Charbonnel ressemblent beaucoup aux gneiss albitiques qui forment une part très importante du massif de Sesia-Lanzo. Toutefois l'étude pétrographique de ces derniers (Voir 3° partie) révèle qu’il s’agit d'anciens micaschistes à deux micas rétromorphosés et albitisés, alors que l'étude micrographique des gneiss du Charbonnel montre, comme on le verra ci-dessous, qu’il s’agit de micaschistes albitisés mais appartenant à une zone moins profonde du métamorphisme (Micaschistes supérieurs) et en conséquence dépourvus de biotite; par ailleurs les gneiss du Charbonnel sont monométamorphiques, comme tous les autres termes de la série des Schistes lustrés. Il est done impossible de confondre ces deux faciès. D'un autre côté, ainsi que l'avait déjà signalé E. Raguin [1929 b], il existe entre les calcschistes normaux ou les prasinites, d’une part, et les gneiss du Charbonnel, d'autre part, des passages insensibles et progressifs avec parfois de fines récurrences impliquant une liaison stratigraphique normale et non un contact {ectonique. L'étude pétrographique confirme ces passages graduels et montre que ces gneiss résultent, comme les prasinites, d'un processus d’albilisation que je décrirai en détail ci-après. Cette albitisation est d’ailleurs secondaire et tardive et sans relation aucune avec les intrusions de roches éruptives basiques ultérieurement transformées en roches vertes. La répartition des gneiss du Charbonnel indique qu'ils ne sont que très rarement et alors fortuitement associés aux roches vertes et qu’ils sont principalement intercalés dans les cale schistes au voisinage ou à l’intérieur des grandes masses prasinitiques (régions de la Torre d'Ovarda, de Rocciamelone, du massif du Charbonnel, du Monte Marzo, etc...)

On est donc forcé d'admettre que les gneiss du Charbonnel sont des micaschistes plus où moins albitisés normalement intercalés dans la série des Schistes lustrés et qu'il ne s’agit pas d’écailles tectoniques comme on l'avait dit précédemment: il n'existe

donc pas de témoins de la nappe de la Dent-Blanche dans la région étudiée (R. Michel, [19497).

SCHISTES CRISTALLINS DU GRAND PARADIS 55 d) ROCHES VERTES.

J'ai déjà indiqué plus haut que, mettant à part tout le groupe des prasinites, je réserve le terme de «roches vertes » aux roches dont l’origine éruptive est certaine, c'est-à-dire aux roches ultrabasiques (pyroxénites et péridotites) plus ou moins transformées en serpentines sous l’action du métamorphisme général d'âge alpin, et aux roches basiques (gabbros, diabases, etc...) qui ont élé transformées par la même cause avec changement important de leur composition minéralogique mais sans modification capitale de leur composition chimique et qui peuvent donc être appelées, d’après la nomenclature d'A. Lacroix (*), des paragabbros, etc.

Dans la région étudiée, ce sont les serpentines qui sont le plus largement représentées. Il s’agit en général de gisements de taille considérable, épais de plusieurs centaines de mètres et longs de plusieurs kilomètres. On les rencontre sur le pourtour du massif du Grand Paradis à l'exception de sa bordure ouest, dans l’ensellement synclinal du Val de Suse (bassin des Stura) et dans la région de Lanzo. D’après ce qui précède (Voir $ b et figure 12), celte répartition montre que les intrusions de matériel ultrabasique se sont cantonnées, dans la région étudiée, à la partie inférieure de la série des Schistes lustrés. Ce fait avait été déjà constaté par R. Staub [1922] qui faisait intervenir pour l’expliquer des considérations tectoniques assez compliquées.

Dans les deux premières zones de gisement, les serpentines, où les résidus de pyroxène sont beaucoup plus fréquents qu'on le pense généralement, forment des amas lenticulaires laccolitiques aussi bien dans les prasiniles que dans les calcschistes, Dans de nombreux cas ces laccolites sont bordés d’un côté par des calcschistes et de l’autre par des prasinites (Balma, Cantoira, Locana, Champorcher, vallée de Bardoney, etc.). Ce mode de gisement montre qu'il est imprudent de tirer, comme on l’a fait bien souvent, des considérations sur l’origine éruptive des prasinites en tablant sur l'association serpentines-prasinites: elle se révèle aussi fortuite que l'association serpentines-calcschistes. On constate en outre que les serpentines n’ont pas une répartition spéciale, plus interne et plus profonde, par rapport aux prasinites, comme le pensait R. Staub [19221].

Dans la région de Lanzo, seule la bordure de l'énorme batholite (*) est transformée en serpentine, la masse interne étant demeurée à l’état de péridotite à diallage. Ce batholite de Lanzo est totalement inclus dans les gneiss minuti du massif de Sesia-Lanzo (niveau de Pessinetto). J'étudierai ce mode de gisement particulier ultérieurement (Voir 3 partie) mais dès à présent il est intéressant d'indiquer que ce massif de roches vertes n’a été affecté que par le seul métamorphisme d’âge alpin, alors que les gneiss minuti encaissants sont nettement polymétamorphiques et par conséquent plus anciens. On a là une preuve certaine que le vieux socle cristallophyllien des Alpes a reçu, comme la série mésozoïque des Schistes lustrés, sa part d’intrusions de matériel simique. A ma connaissance, ce fait, entrevu par V. Novarese [1929], n'avait pas été encore clairement mis en évidence dans les Alpes Graies.

Il est malheureusement impossible de préciser, dans cette région, l’âge de la mise en place de ces intrusions: le seul fait certain est qu’elles sont toujours post-triasiques.

Quant aux autres roches vertes (gabbros, etc...) qui sont abondantes dans la nappe des Schistes lustrés dans d’autres secteurs des Alpes occidentales, elles sont ici très rares. Je n'ai rencontré que deux gisements de paragabbros, l’un près de Cantoira, dans

(3) A. Lacroix (1920), C.R.A.S., 170, p. 685. y et î (4) J'emploie ici le mot de batholite uniquement dans un sens descriptif, sans lui attribuer le sens génétique avec lequel il est généralement utilisé, en particulier par les auteurs de langue anglaise.

la vallée de la Stura di Vallegrande, l’autre à Tranbesere dans la basse vallée de l’Ayasse. Ce dernier gisement est intéressant à plusieurs points de vue, Tout d'abord il se trouve isolé de la masse principale des Schistes lustrés et il forme, avec sa lisière de calcechistes, une écaille synclinale pincée dans les gneiss minuti du massif de Sesia-Lanzo. On verra ci-après que cette écaille, comme toutes celles qui bordent à l'Est la bande de Schistes lustrés de Locana, appartiennent à des parties profondes de la série mésozoïque; il y a donc eu des intrusions de roches basiques, et non pas seulement de roches ultrabasiques, dans les parties profondes et internes de la série cristallophyllienne alpine, contrairement à ce qu'affirme R. Staub [1922], d'après qui les éléments les plus acides des «ophiolites» seraient cantonnés dans les parties les plus externes et les plus superficielles de la masse des Schistes lustrés. Par ailleurs il est intéressant de constater au contact du gabbro de Tranbesere et des caleschistes normaux qui lui sont associés, l’existence d'une petite auréole de caleschistes albitisés qui présentent un faciès identique à celui des gneiss albitiques du Charbonnel, mais dont l'épaisseur ne dépasse pas deux à trois décimètres. Je reviendrai au cours de l'étude pétrographique sur cette

question.

e) RAPPORTS ENTRE LA SÉRIE DES SCHISTES LUSTRÉS ET LA SÉRIE CRISTALLOPHYLLIENNE ANCIENNE.

Il est prématuré de traiter ce problème avant l'étude de la série cristallophyllienne polymélamorphique du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo. Aussi le reprendrai-je de façon plus complète dans la quatrième partie de ce mémoire. Néanmoins il est intéressant de noter dès à présent quelques faits importants.

Je rappellerai tout d’abord que l'étude pétrographique des deux séries cristallophylliennes constituant la région, permet de les distinguer assez facilement. La plus récente, celle des Schistes lustrés, dont l’âge mésozoïque est bien établi, n’a subi que le seul métamorphisme d’âge alpin et ne comporte que des associations minéralogiques appartenant à la zone de métamorphisme des Micaschistes supérieurs. L'autre, celle des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo, est au contraire essentiellement polymétamorphique et comporte des associations minéralogiques anciennes pouvant appartenir à des zones de métamorphisme plus profondes. Le caractère rétromorphique des roches de cette ancienne série el la présence de biotite résiduelle constituent done, comme on le verra plus loin, des critères absolus de différenciation par rapport aux faciès de la série mésozoïque, bien que, sous l’effet de l’albitisation, leur aspect soit parfois très semblable macroscopiquement à celui des gneiss minuti de la vieille série.

Le problème des rapports entre les deux séries ne revêt d’ailleurs de l'importance qu'à l'Est du massif du Grand Paradis, dans la fameuse «bande de Schistes lustrés de Locana ». Par un heureux hasard, il se trouve que les Schistes lustrés de Locana sont inclus dans les gneiss minuti du niveau de Pessinetto, essentiellement caractérisés par la présence de biotite résiduelle plus ou moins rétromorphosée: le critère de différenciation dont je parlais ci-dessus est donc facilement applicable dans cette région.

Dans les grandes synthèses tectoniques suisses (E. Argand, R. Staub) cette bande de Schistes lustrés de Locana est considérée comme le synclinal des racines de la nappe des Schistes lustrés. On la représente même, par généralisation des coupes faites plus au Nord, comme fortement laminée et rebroussée vers l'Ouest à très grande profondeur sous l'effet de la phase tectonique de serrement final des racines ou « phase insubrienne principale » d'E. Argand (Voir par exemple: L. Moret [1950], fig. 17). Il se peut que

de tels phénomènes soient évidents plus au Nord, par exemple au Sud du massif Simplo-tessinois. Dans la région située à l'Est du Grand Paradis, les choses apparaissent comme beaucoup plus simples.

On peut noter tout d’abord que les gneiss minuli des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo, qui appartiennent, comme on le verra plus loin (% partie), au même niveau d’une seule et même série cristallophyllienne, sont isoclinaux avec pendages plus où moins accentués, 40 à 50° en moyenne, vers le Sud Est. Il est évident que ce régime isoclinal, en apparence très tranquille, masque de nombreux replis; mais, en tout cas, la structure en éventail qu'’aurait pris la zone de Sesia-Lanzo sous l'effet de la poussée insubrienne (E. Argand [1934], p. 183) est totalement inexistante dans ce secteur, comme l’a déjà fait remarquer V. Novarese [1929].

Punta del Roc Massif de Locana M È NNO Ge VAR ME CSS L \ L+ He UN NN

ze de Boschietto

1 2 3 4 ŒEUS Ki

F1G., 13 — COUPE GÉOLOGIQUE TRÈS SCHÉMATIQUE ENTRE LES VALLÉES DE L'ORCO ET DU RIBORDONE (Longueur: 7 km.)

Série 1 — Roches vertes lustrés

des Schistes 2 — Calcschistes, prasinites, gneiss du Charbonnel Série L 3 — Gneiss albitiques de Pessinetto RENE à — Embréchites œillées du Grand Paradis

Quant à la bande de Schistes lustrés de Locana et à ses annexes, elles sont pincées en écailles synclinales dans les gneiss minuti de Pessinetto avec des pendages qui dépassent rarement 40 à 50° Sud Est. C’est ce que démontre clairement l'étude de toutes les coupes transversales présentées du Sud au Nord par les vallées des Stura, de l’Orco, de Ribordone et de la Soana. La coupe offerte par l’Orco et que j'ai précédemment décrite (4 partie et figure 5), comme celle, très semblable, offerte par la vallée de Ribordone, sont particulièrement intéressantes, car elles correspondent à la zone de relèvement axial coïncidant avec le prolongement du diamètre Est-Ouest de la coupole anticlinale du Grand Paradis: on y voit réapparaïître, en anticlinal au sein de la bande de Schistes lustrés de Locana, les gneiss minuti de Pessinetto (Zone de Boschietto), renfermant euxmêmes entre l’Orco et le Ribordone de nombreuses écailles isolées de caleschistes ou de prasinites de petites dimensions. Le relèvement très net des extrémités de ces lentilles de caleschistes montre qu’elles sont très superficielles (Fig. 13).

Un autre fait important réside dans l'existence, à l'Est de la bande de Locana, de nombreuses écailles isolées de calcschistes dont seules les plus importantes, dépassant parfois plusieurs kilomètres de longueur, ont été cartographiées. Je citerai, par exemple, l'écaille de Viù qui se relie, à l'Ouest du Monte Calcante, à la masse principale des Schistes lustrés, les écailles du Monte Croass et celles toutes voisines mais beaucoup plus importantes de la Cima dell'Ujà, la minuscule écaille de Bosco traversée par l'Orco, les écailles de la Punta del Roc, au Nord de la vallée de Ribordone, dont la plus occidentale se réunit à la bande de Schistes lustrés de Locana, enfin les écailles de Tranbesere dans la vallée de l’Ayasse. Tous ces lambeaux de caleschistes mésozoïques, accompagnés sporadiquement de prasinites, témoignent d’une extension autrefois plus grande vers l'Est des Schistes lustrés. Cette ancienne extension est clairement confirmée par l'existence du grand «golfe» de calcschistes, prasinites et gneiss du Charbonnel, qui s'avance au sein des gueiss de Sesia-Lanzo au Nord Est de Cantoira.

Il est fort possible que des témoins isolés de la série des Schistes lustrés se situent encore plus à l'Est, dans la partie orientale du massif de Sesia-Lanzo. Mais leur distinction devient très difficile. En effet, d'une part il existe sporadiquement dans la vieille série cristallophyllienne des faciès fort analogues (calcschistes associés aux cipolins, par exemple à Pont-Canavese, à Mompont, etc.). D'autre part, les critères de différenciation fournis par la rétromorphose ou par la présence de biotite dans les roches de l’ancienne série cristallophyllienne ne sont plus applicables ici: on verra en effet plus loin (3 partie) que les faciès pétrographiques de ce secteur du massif de Sesia-Lanzo (gneiss minuti de Pont-Canavese et micaschistes à glaucophane de Cuorgnè) sont encore polymétamorphiques mais qu'ils ont toujours été métamorphisés dans la zone des Micaschistes supérieurs, c'est-à-dire dans la même zone de métamorphisme que les faciès de la série des Schistes lustrés. Cependant, d’après B. Gastaldi [1871, 1874] et V. Novarese [1929, p. 171], il existerait au voisinage des appendices du batholite de serpentine de Lanzo, des écailles de Schistes lustrés imbriqués dans les micaschistes à glaucophane de Cuorgnè, par exemple près du Mulino di Fandaglia, au Sud de Rocca-Canavese. Pour les raisons exposées ci-dessus, il est impossible de se prononcer catégoriquement sur l’âge mésozoïque de ces caleschistes, malgré l'argument, mis en avant par V. Novarese (op. cit.), de leur relation intime avec la serpentine de Bric Frera, qui est indubitablement d'âge alpin.

De toutes façons il est logique de penser que les Schistes lustrés se sont étendus autrefois, avant que l’intense érosion qui caractérise le versant piémontais ne les efface presque complètement, beaucoup plus loin à l'Est de leurs limites actuelles et qu’ils ont ainsi constitué à l’origine la couverture autochtone des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo. Mais, à l'Est du Grand Paradis, seules ont été conservées les parties les plus profondes de cette couverture, pincées dans le vieux socle en nombreuses écailles synclinales lors d’une phase tectonique tangenlielle récente (phase insubrienne, si l’on veut, mais n'ayant nullement produit dans la région étudiée de renversement vers l’Ouest). Il est très probable d’ailleurs qu'avant cette phase d’écaillage du socle et de sa couverture mésozoïque, cette dernière a dû plus ou moins glisser vers l'Est, comme elle s'est écoulée vers les régions externes de la chaîne à l'Ouest du Grand Paradis. Son mode de gisement actuel serait donc parautochtone.

L étude, des contacts entre les gneiss minuti de Sesia-Lanzo et les Schistes lustrés serait très intéressante. Il est malheureusement très difficile d'en observer. Les Schistes lustrés sont représentés là surtout par des caleschistes déterminant des zones déprimées,

remblayées par les produits d’altération superficielle. Le seul exemple de contact net que j'aie rencontré se situe dans le cours précipitueux du petit Rio de Combemonte, affluent de la rive droite de la Soana à 1,500 km à l’amont d’Ingria. Les gneiss minuti de Pessinetto chevauchent là des caleschistes mésozoïques très foncés et légèrement albitisés. Les schistosités cristallophylliennes des deux formations sont concordantes, avec un pendage exceptionnellement fort (65° Sud Est). Au contact immédiat on peut noter dans les calcschistes seulement, sur quelques décimètres d'épaisseur, l'existence d'une zone très froissée indiquant un laminage de la formation la moins résistante, alors que les gneiss minuti sont absolument normaux. Au microscope, on observe dans les calcschistes des microplissements accentués affectant principalement les lits phylliteux et soulignés par l'allure en accordéon des files de granules opaques; les rares phénoblastes d’albite contiennent des files d’inclusions opaques à trajet sigmoïde. L’albitisation apparaît donc ici, exceptionnellement, comme syntectonique. Or dans toute la région, cette albitisation est très tardive. On peut donc en déduire que la phase de laminage a eu lieu très tard, ce qui confirme les idées exposées ci-dessus.

Au lotal, l'étude des rapports entre les Schistes lustrés et les gneiss de la série cristallophyllienne ancienne à l'Est du massif du Grand Paradis, montre que la «bande de Schistes lustrés de Locana » ne correspond pas à une cicatrice radicale très profonde comme on le pensait jusqu’à présent. Elle est en réalité constitué par la juxtaposition d’écailles superficielles de calcschistes, incluses tardivement dans les gneiss de la série cristallophyllienne ancienne et représentant les parties les plus profondes, seules conservées, d’une couverture mésozoïque qui a dû s'étendre autrefois beaucoup plus loin vers l'Est. |