Les roches vertes

Dans les Alpes occidentales, on groupe sous cette désignation tous les faciès pétrographiques où prédominent les minéraux verts (chlorite, amphibole, ouralite, épidote, etc..). Bien que dans l'esprit du créateur de l'expression «Pietre verdi » (B. Gastaldi [1871, 1874]), tous ces faciès aient été considérés comme d’origine sédimentaire, il est admis actuellement que les «roches vertes » ne renferment que des faciès dérivant, par métamorphisme, de roches éruptives.

J'ai montré ci-dessus que la plupart des prasinites, qu’on fait entrer habituellement dans le groupe des roches vertes, sont en réalité d’origine para. En conséquence je propose de restreindre la désignation de «roches vertes» aux faciès qui dérivent,

par mélamorphisme, de roches éruptives ultrabasiques et basiques intrusives dans la série sédimentaire géosynclinale alpine ou dans son vieux socle cristallophyllien.

Sous l'effet du métamorphisme régional d'âge alpin, ces intrusions de matériel simique ont été plus ou moins transformées, mais, d'une façon générale, leur origine est encore bien reconnaissable. Par contre les phénomènes de contact qu’elles ont produits sur les roches encaissantes et qui sont évidents dans d’autres secteurs des Alpes occidentales, ont été, dans la région étudiée, complètement oblitérés par le métamorphisme régional. De plus, au cours de l’orogénèse alpine, ces masses intrusives, véritables corps étrangers plus résistants que les roches encaissantes, ont été fortement laminés en particulier dans leurs parties périphériques. Enfin le mode de gisement originel de ces roches a été modifié et, actuellement, les petites lentilles comme les plus grands massifs de roches vertes sont en règle générale concordants avec les termes de la série encaissante où ils forment des gisements typiquement stratoïdes.

Je rappellerai que l'étude de la répartition des roches vertes dans notre région, a montré que:

— les roches ultrabasiques étaient beaucoup plus largement répandues que les roches basiques.

— toutes ces roches se trouvent, sans répartition spéciale entre roches ultrabasiques et basiques, dans la partie inférieure de la série mésozoïque.

— le socle cristallophyllien ancien a reçu lui aussi sa part d’intrusions de matériel simique (batholite de Lanzo et ses dépendances).

Je subdiviserai l'étude pétrographique des roches vertes en deux parties. La première sera consacrée aux roches ultrabasiques, à leurs dérivés et aux faciès associés; la seconde concernera les roches basiques.

a) ROCHES ULTRABASIQUES — SERPENTINES —— MACIÈS ASSOCIÉS.

Dans la région étudiée, la plupart des gisements de roches ultrabasiques ont été transformés, sous l’action du métamorphisme d’âge alpin, en serpentines. Il est cependant possible de suivre pas à pas les étapes de cette transformation en étudiant successivement les roches ultrabasiques ou roches-mères des serpentines, les serpentines à résidus, incomplètement transformées et constituant un stade intermédiaire, enfin les ser-

pentines banales.

4 Les roches-mères des serpentines: péridotites et pyroxrénites.

Je ne connais qu’un gisement où ia structure et la composition minéralogique originelles des roches ultrabasiques ont été à peu près complètement épargnées par ic métamorphisme alpin, mais il est d'importance puisqu'il s’agit de l'énorme batholite (*) de Lanzo.

En réalité, les bordures de ce batholite sont entièrement transformées, sur une épaisseur qui peut atteindre le kilomètre, en serpentine banale. La zone la plus périphérique est même réduite sur une centaine de mètres de puissance environ, à l'état de

(27) Voir note infrapaginale 4, page 55

serpentine laminée, plus ou moins schisteuse, rehaussée de surfaces de friction luisantes parfois tapissées de chrysotile. Ce laminage périphérique des masses de serpentines est à peu près constant dans tous les gisements de la région, surtout ceux de faible étendue.

Ce n’est qu'au delà de ces bordures qu'on passe progressivement, vers le centre, de la serpentine banale à des serpentines à résidus de plus en plus nombreux d'olivine et de pyroxène, auxquelles succèdent assez rapidement la péridotite à diallage qui forme la masse principale du batholite de Lanzo.

Ces transformalions progressives peuvent s’observer facilement le long de la vallée de la Stura di Lanzo puis le long de la Stura du Viü.

Il est assez curieux de constater que ie seul gisement où l’on trouve en masses considérables la roche ultrabasique originelle, est précisément le plus profond de la région. J'ai déjà signalé en effet que le batholite de Lanzo est complètement inclus dans les gneiss minuti (niveau de Pessinetto) du massif de Sesia-Lanzo et j'ai indiqué les raisons pour lesquelles (absence totale de rétromorphose, effets incomplets du métamorphisme d'âge alpin) on doit le considérer comme une intrusion simique d'âge mésozoïque emplacée dans le vieux socle cristallophyllien qui a servi de support à la série des Schistes lustrés. Il se peut que le fait même que la péridotite de Lanzo soit demeurée à grande profondeur constitue la raison majeure de sa non-transformation par le métamorphisme alpin, mais les dimensions gigantesques du batholite de Lanzo ont dû aussi jouer un rôle important dans ce phénomène.

Je décrirai la péridotite à diallage de Lanzo sur un échantillon prélevé sur la rive droite de la Stura di Viù à Pont Barolo.

La roche est compacte, à gros grain. Sa teinte est noir-verdâtre sombre. Sa composition minéralogique est la suivante (volumes p. cent):

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L'olivine forme la plus grande partie de la roche. Plusieurs mesures de l’angle des axes optiques donnent — 2V = 82°; d’après le diagramme de A.-N. Winchell (28), il s'agit donc de chrysolite à 32% de Fe? $iOf. Elle forme des plages xénomorphes craquelées dont la longueur moyenne est de 2 mm. Rarement, on peut noter une transformation périphérique des sections en antigorite fibreuse.

Le pyroxène, d'après ses caractères optiques (plan des axes parallèle à g1, ng/C — 38e, + 2V = 54°) est un diallage. Il est nettement moins abondant que l’olivine et forme de grandes plages xénomorphes dépassant 0,5 em de longueur.

L'antigorite, peu abondante, forme, outre les bordures de certaines plages d’olivine, quelques zones isolées peu étendues.

La magnétite, en petits granules xénomorphes, est rare. La structure est grenue.

En dehors du batholite de Lanzo, un seul autre massif, à ma connaissance, bien que constitué en majeure partie par de la serpentine, recèle quelques zones, pouvant atteindre quelques centaines de mètres de longueur et quelques dizaines de mètres de puissance, où la roche originelle est encore nettement reconnaissable: c'est le massif de serpentine de Locana, où on rencontre, par exemple au Nord de Montepiana, à Schiaroglio (haute-vallée du Ribordone) et tout à fait à l'extrémité nord du massif, une py-

(28) A.-N. Winchell (1933): Elements of optical mineralogy. Il: Descriptions of minerals. 8° éd., p. 194.

roxénite principalement constituée de diallage et de quelques plages de serpentine dérivant probablement d’un péridot.

2° Serpentines à résidus.

Par conire, les massifs de serpentine renfermant encore des résidus de pyroxène, plus rarement d’olivine, sont très nombreux. Tel est le cas du massif de serpentine de

Bonneval, des massifs du Monte Rosso et de Balma dans la vallée de la Stura di Ala, du massif de Champorcher, etc...

Dans le massif de serpentine de Bonneval, une lame mince sur trois révèle des résidus de pyroxène. Les traces d’olivine y sont beaucoup plus rares.

Sur la rive droite de l’Arc, au-dessus du ruisseau des Roches, il est fréquent d’observer, à partir d’une trentaine de mètres au-dessus de la base, fortement laminée, du massif de serpentine, des structures résiduelles :

— À 35 m de la base, un échantillon montre, au milieu d'un feutrage de petites lamelles d'antigorite (prédominante), de fibres de chrysotile et de paillettes de chlorite vert pâle, de grandes plages d’antigorite constituant des sortes de nodules séparés par une trame chloriteuse plus claire surchargée par endroits de magnétite. L'ensemble évoque très nettement, par son aspect et sa disposition une pseudomorphose d'olivine (Fig. 18 a).

— À 100 m de la base, on peut observer dans des pseudomorphoses analogues, quelques noyaux résiduels d'olivine (Fig. 18 b).