AHSA PNA RARE ENT EE CAN AAA CAPTER
La bonne concordance qui existe entre la composition chimique de la serpentine de Diégoz et celle de la saxonite (péridotite à 30 % d’enstatite) dont je cite l’analyse (A), permet d'éviter tout commentaire sur l’origine d’une telle roche.
Ainsi, non seulement l'étude sur le terrain, qui montre les transformations graduelles des pyroxénites à olivine ou des péridotites à pyroxène en serpentines, mais encore l’analyse chimique, qui indique que ces transformations se sont opérées sans changement notable de la composition chimique originelle, permettent de conclure que les serpentines de la région étudiée dérivent de roches ultrabasiques.
4e Faciès de bordure des massifs de serpentine.
Je groupe sous cette désignation d'une part les faciès de cornéennes dus au métamorphisme de contact produit par l’intrusion des roches ulirabasiques dans les sédiments encaissants, et d'autre part les faciès de marbres dolomitiques à minéraux qui se développent en bordure ou à l’intérieur de certains massifs de serpentine.
Cornéennes.
Il est excessivement rare de rencontrer de telles roches dans la région étudiée. D'une part les contacts entre la base ou le sommet des massifs de serpentine et les terrains encaissants sont la plupart du temps masqués par des éboulis; d’autre part le métamorphisme régional alpin et les mouvements tectoniques ont respectivement effacé ou déplacé les traces de cornéennes produites lors de la mise en place des roches ultrabasiques dans la série sédimentaire mésozoïque.
Aussi n’ai-je rencontré qu'un seul exemple où un tel mode de gisement a été conservé. Il se situe à la base du massif de serpentine de Bonneval, dans le lit du torrent des Roches, immédiatement au Sud du deuxième lacet de la route de l’Iseran à partir de
(30) W.-E. Trôger (1935): Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine, p. 294 et 296.
Bonneval. Encore convient-il de remarquer que la roche en question n'est pas en contact normal avec la base de la serpentine, car celle-ci est très fortement laminée et déplacée en ce point; par contre vers le bas on observe un passage progressif entre la cornéenne, dont l'épaisseur est de 2 m environ, et des micaschistes peu calcifères, riches en épidote et très légèrement albitisés.
La roche est très massive, à texture compacte, à grain très fin. Sa teinte générale est le gris verdâtre jaunâtre.
Au microscope, on observe un fond phylliteux, formant une sorte de trame irrégulière, sans orientation. Les lamelles de phyllites (phengite et chlorite en quantités à peu près équivalentes) sont plus ou moins flexueuses.
Cette trame englobe:
— de nombreux granules xénomorphes d'épidote et de quartz,
— des plages relativement grandes, brunes en lumière naturelle et au faible grossissement, constituées par un agrégat de granules submicroscopiques d’épidote,
— des résidus de trémolite bacillaire, partiellement transformée en antigorite,
— des nids de lamelles de prochlorite.
Le leucoxène, la magnétite et l’ilménite sont assez largement disséminés dans toute la roche. Enfin quelques plages d'’albite limpide, maclée ou non, cimentent çà et là le fond de la roche.
Marbres dolomitiques à minéraux.
Les roches que je décris sous cette dénomination globale sont en réalité très variées puisqu'elles vont, de manière progressive, de serpentines riches en carbonates à des dolomies franches.
Ces roches, toujours intimement associées à des serpentines franches, ont été interprétées jusqu'ici comme des «calcaires saccharoïdes marmoréens » d'âge triasique pour le massif de Locana qu’elles bordent de chaque côté au Nord de l’Orco (Voir: légende de la feuille Ivrea de la Carte géologique d'Italie au 1/100.000), ou comme le résultat de phénomènes de contact dans le cas du massif de Bonneval. Pour ce dernier en effet, E. Raguin [1931, p. 22] proposait l'interprétation suivante: «Ainsi qu’on peut l’observer en montant à la Pointe des Arpettes au-dessus des Evettes, la surface supérieure de l'amas de serpentine de Bonneval présente de beaux phénomènes de contact, là comme au lac d’Andagne sur la feuille de Tigne. Ce sont des veinules ramifiées ou de petits amas qui pénètrent les Schistes lustrés au voisinage de la serpentine et sont constitués par des roches de grain fin à amphibole, épidote, sphène, ou de l’amphibolite à très large recristallisation bacillaire. En outre les schistes sont marmoréens près de la serpentine, mais le fait n’a pas été constaté d’une façon générale ».
En réalité, ni l’une ni l’autre de ces conceptions n’est satisfaisante et les observations que j'ai pu faire au-dessous du sentier des Chalets des Roches, à un kilomètre au Sud de ces derniers, dans de magnifiques affleurements rafraîchis par des éboulements récents, permettent de penser qu’il s’agit d’une transformation locale de la serpentine elle-même. Sur la rive droite de l’Are, au sommet du massif de serpentine, ces phénomènes se développent sur plusieurs centaines de mètres de longueur et à plusieurs reprises.
Si on étudie une coupe verticale faite à partir du point défini ci-dessus, on constate de bas en haut la succession suivante, sur une trentaine de mètres environ:
1 — serpentine banale à résidus de pyroxène et d'olivine.
2 — serpentine à résidus de plus en plus riche en carbonates. Vers le bas de cette zone on observe des phénomènes semblables à ceux décrits par E. Raguin: petits filons ou amas de serpentine noyés dans une masse carbonatée; vers le haut on passe à un marbre dolomitique,
plus ou moins zoné, riche en silicates, et contenant des enclaves noduleuses de serpentine plus ou moins transformée. Ces nodules peuvent atteindre quelques décimètres de diamètre.
3 — marbres dolomitiques zonés, pauvres en minéraux silicatés.
4 — caleschistes.
La serpentine de la base de la couche 2 montre, en lame mince, au sein du feutrage habituel d’antigorite, chrysotile, pennine, ponctué de magnétite dérivant très probablement de la transformation du péridot, des sortes de nids diffus plus ou moins allongés entièrement constitués par des carbonates (magnésite, incolore et non maclée, et surtout dolomite colorée en brun clair par des inclusions ferrugineuses). Sporadiquement ces nids de carbonates sont associés à de petits amas de quartz grenu.
Vers le haut cette roche passe à un marbre principalement dolomitique renfermant des zones constituées par de la serpentine fortement transformée.
C’est dans la zone intermédiaire qu’on rencontre surtout les enclaves mentionnées ci-dessus. Elles sont formées par une roche hybride contenant encore une forte proportion d’antigorite fibreuse, riche en granules de magnétite, parsemée de lits carbonatés finement grenus englobant de longs prismes (7 à 8 mm) de pargasite (Ng/O — 19°, +2V — 72°) et des plages xénomorphes de diopside légèrement ferrifère (Ng/C — 40°, +2V — 40°). Autour de ces nodules on ne constate pas la présence d’auréole réactionnelle, mais le marbre dolomitique encaissant est surchargé de petites plages dispersées de chlorite, de granules d’épidote jaune paille, de diopside, de fibres de pargasite et de plages de spinelle vert; la magnétite, en granules xénomorphes, est abondante et semble concentrée au voisinage de tous ces minéraux.
Plus haut (zone 3) on a affaire à un marbre dolomitique renfermant en proportions plus faibles les mêmes minéraux, parmi lesquels la pargasite devient prédominante, et en outre de petits lits verdâtres formés par de l’actinote, de la trémolite, de la pennine et par un peu de tale.
Enfin tout à fait au sommet de l’affleurement on arrive à des calcschistes riches en calcite. Il est important de noter toutefois qu’il n'existe pas de passage continu entre les marbres dolomitiques à minéraux décrits ci-dessus et ces calcschistes.
Cette dernière observation conduit à penser que ces marbres dolomitiques ne résultent pas de la contamination par la serpentine, ou par la péridotite qui l’a précédée, de dolomies d’origine sédimentaire. Il faut donc admettre que, sous l'influence de solutions hydrothermales riches en CO? et en CaO provenant sans doute des roches calcifères encaissantes, il s’est produit dans la zone supérieure du massif une « carbonatisation » métasomatique de la serpentine. Ce qui tend à confirmer cette manière de voir est l'existence, dans la coupe que l’on peut étudier entre le Couloir de la Fontaine et les lacs d'Andagne sur la rive gauche de l'Arc, des mêmes marbres dolomitiques à minéraux situés non pas au toit ou au mur du massif de serpentine mais bien dans sa partie médiane, avec passage progressif vers le haut comme vers le bas à la serpentine banale.
Des cas analogues de «carbonatisation » de serpentines ont été signalés à maintes reprises (*), avec production de dolomies à minéraux silicatés. Dans le cas présent, seule la présence de pargasite est insolite. Mais on a vu ci-dessus (p. 61) que ce minéral peut apparaître dans des calcaires dolomitiques sans liaison avec des serpentines, par dédolomitisation. En l'absence d'analyses chimiques qui, seules, permettraient d'établir la ge-
(31) P. Eskola (1933): On the chrome minerals of Outokumpu. Bull. Com. Géol. Finlande, 103, p. 26. — P. Haapla (1936): On serpentine rocks in northern Karelia, 1bid., 114, — H.-I. Drever (1939): A petrological study of the limestones in the Moine series of Ardgour, Argylshire. Geol. Magaz., 16, p. 501-518.
nèse exacte des transformations décrites ci-dessus, on peut supposer provisoirement que les phénomènes se sont succédés ainsi:
péridotites — (par serpentinisation) : serpentines serpentines — (par carbonatisation) : dolomies à minéraux dolomies — (par dédolomitisation) : calcaires dolomitiques à pargasite.
b) ROCHES BASIQUES (PARAGABBROS) ET FACIÈS ASSOCIÉS.
Les roches basiques, ou plutôt leurs dérivés, car ces roches ont été profondément transformées, sont rares dans la région étudiée.
Dans deux secteurs seulement j’ai rencontré des roches que l’on peut rapporter avec assez de certitude à d'anciens gabbros, considérablement modifiés cependant au point de vue de leur composition minéralogique et qu’on peut appeler, d’après la nomenclature d’A. Lacroix (*’), des paragabbros.
Il s’agit d’une part de l’extrémité nord du massif de roches vertes de Cantoira (vallée de la Stura di Vallegrande) et d'autre part des gisements de roches vertes de la région de Champorcher (vallée de l’Ayasse).
4° Paragabbros.
Ce sont des roches à texture orientée, montrant sur un fond blanchâtre des sortes d’yeux elliptiques verdâtres souvent réunis en lits alternativement renflés et rétrécis. L’ensemble dessine une alternance relativement régulière de lits leucocrates et de lits verdâtres dont l'épaisseur peut atteindre 2 cm.
De telles roches forment des masses considérables au Sud Ouest de Cantoira et au Nord de Mellier, dans la vallée de Champorcher.
Leur composition minéralogique est assez constante et il me suffira de décrire un échantillon provenant de la rive droite de la Stura di Vallegrande. La roche est formée de:
zoïsite, clinozoïsite, pistacite
saussurite
actinote, ferro-trémolite,
pyroxène (bastite)
accessoires: rutile, calcite, chlorite, quartz (dans la saussurite).
Les lits leucocrates sont essentiellement formés de minéraux du groupe de l'épidote et par de la saussurite. Les plages de saussurite, à contours diffus, comportent un fond d’albite spongieuse noyant d'innombrables granules de zoïsite, de calcite, de quartz et, plus rarement, des fibrilles d’actinote. Ces plages sont entourées par une sorte de trame où domine très largement la zoïsite, en gros granules xénomorphes, associée à la clinozoïsite, à la calcite et à une chlorite incolore.
Les lits amygdalaires verdâtres sont formés principalemeut par de la pistacite, en prismes hypidiomorphes passant parfois à la périphérie à la clinozoïsite, et par de nombreuses lamelles enchevêtrées d’actinote et de ferro-trémolite. La présence de quelques noyaux résiduels présentant les caractères optiques de la hornblende verte laissent supposer que ces amphiboles dérivent d’anciennes hornblendes. Des résidus de pyroxène orthorhombique (enstatite?) sont entourés par une auréole diffuse de bastite et d’actinote.
Le rutile est assez abondant et forme des sortes de traînées de petits granules, orientées parallèlement à la schistosité cristallophyllienne.
(32) A. Lacroix (1920): C.R.A.S., 170, p. 685-690.
La très grande prédominance des minéraux de néoformation n’empêche point d’entrevoir l'existence d’une paragénèse ancienne avec plagioclases (probablement assez basiques si on en juge par la richesse de la saussurite en inclusions de zoïsite et de calcite), hornblende verte et pyroxène (enstatite?). Il est donc très vraisemblable d'admettre qu'une telle roche dérive d’un gabbro.
Paragabbro à fuchsite. — Cette roche forme l’amas de roches vertes associé aux caleschisies de l’écaille mésozoïque de Tranbesere, dans la basse vallée de l’Ayasse.
Sa texture est très nettement orientée, La roche est formée de lits blanchâtres, épais de 2 cm au maximum, alternant avec des lits très minces essentiellement constitués par de grandes lamelles de fuchsite. Cette dernière donne à la roche, sur les surfaces 5, une belle teinte vert émeraude.
Les lits leucocrates sont, comme dans le cas précédent, constitués par de la saussurite, très abondante, par de la zoïsite et, en outre, par des faisceaux de fibres de pargasite (ng/C = 11°, + 2V = 82°); cette amphibole dessine par endroits une sorte de trame flexueuse enserrant les plages allongées de saussurite. Assez rarement on rencontre dans ces lits des sections de pyroxène résiduel, à contours très corrodés, frangées d'amphibole en paillettes submicroscopiques (actinote ?): ce pyroxène est de l’enstatite (+ 2V — 80°).
Les lits de fuchsite sont nématoblastiques. La teinte, vert émeraude en masse, l'essai au chalumeau qui donne les réactions du chrome, ne permettent pas de doute sur la nature de ce mica; pourtant plusieurs mesures de l'angle des axes optiques m'ont donné — 2V = 72°, valeur de beaucoup supérieure à toutes celles signalées jusqu'à présent.
2° Faciès associés aux paragabbros.
Dans la région de Cantoira, le paragabbro décrit précédemment passe latéralement à la périphérie du massif soit à des amphibolites à grenat et épidote, soit à des épidotites albitiques; de plus il renferme, en enclaves de petites dimensions, une roche à faciès éclogitique. Je décrirai successivement les trois types de variation et j’étudierai ensuite les faciès de bordure albitisés.
Amphibolite à grenat et épidote. — La roche est compacte, à gros grain. Sa teinte générale est vert sombre.
Au microscope, on constate qu’elle est composée en majeure partie par de l’actinote lamelleuse (longueur maxima: 5 mm), enserrant des granules xénomorphes d'épidote et de zoïsite, ainsi que de grandes plages de saussurite saupoudrée de zoïsite.
Les grenats, rose pâle en lame mince, sont en général brisés et cimentés par de l’albite limpide qui semble d’origine secondaire.
Des plages résiduelles de pyroxène sont éparses dans la roche; elles sont fréquemment frangées de fibres d’actinote très courtes; la partie centrale des sections est envahie par de la bastite, ce qui rend impossible la détermination exacte du pyroxène qui, toutefois, est monoclinique.
Parmi les minéraux accessoires, la magnétite et le rutile sont abondants; on trouve en outre quelques plages d’une chlorite incolore à très faible biréfrigence mais donnant, en lumière analysée, des teintes anormales rose violacé.
Epidotite albitique (ortho-prasinite épidotique). — Cette roche est très compacte, à grain très fin. Sa teinte est vert jaunâtre.
La majeure partie de la roche est formée par de l'épidote en minuscules granules dispersés et par de l’actinote en petites lamelles. La chlorite (pennine ?) est en quantité nettement secondaire. La saussurite est abondante, mais il existe en outre une proportion importante d’albite limpide, maclée, d'origine secondaire, qui moule tous les autres minéraux de la roche.
Le leucoxène, sous forme de traînées irrégulières, est relativement abondant.
Il est évident que, par sa composition minéralogique, une telle roche correspond à la définition d’une prasinite épidotique, bien que la présence de saussurite abondante la
différencie des prasinites banales décrites ci-dessus et qui ne renferment que de l’albite secondaire. Je propose le terme d’ortho-prasinite épidotique pour désigner un tel faciès dont l’origine éruptive ne fait aucun doute. Plus généralement, il serait bon d’user du terme d’ortho-prasiniles pour distinguer les faciès prasinitiques, à la vérité très rares, dérivant de roches éruptives, et les prasiniles s. str., d'origine para, qui sont de loin les plus répandues, au moins dans la région étudiée.
Faciès éclogitiques. — J'ai recueilli de très beaux échantillons d’une roche à faciès éclogitique immédiatement au Sud Ouest de Cantoira, au-dessus du hameau de Senale. Il s'agit d’enclaves à contours diffus, contenues dans le paragabbro décrit ci-dessus, et
atteignant au maximum quelques mètres de puissance. : La roche est massive, extrêmement dure; la teinte est vert sombre, ponctuée de gros
grenats rose foncé.
La composition minéralogique est la suivante (volumes p. cent):
augite aegyrinique et pargasite ............ 42 CTÉD AM ee ie e eoe C E CENT Re 27 GlATCODNANE RE ET EC ETAT 23 accessoires (rutile, chlorite, quartz) ........ 8
L'augite aegyrinique (+ 2V = 84°, np/G = 30°) forme le fond de la roche. Elle présente un polychroïsme intense avec: np = vert pomme soutenu, ng = jaune verdâtre pâle. Les sections sont xénomorphes et peuvent atteindre 1 em de longueur. Elles présentent fréquemment une transformation périphérique en glaucophane avec concentration, à la limite des deux minéraux, de produits titanés (rutile ?) en granules submicroscopiques.
L'amphibole possède un polychroïsme dans les mêmes tons que le pyroxène (ng = vert émeraude, np = jaune verdâtre pâle) et, sauf pour les sections perpendiculaires à l'allongement qui sont idiomorphes, elle est très difficile à distinguer du pyroxène. C’est pourquoi, lors de l'analyse volumétrique à la platine intégratrice, j'ai groupé ces deux minéraux; mais on peut estimer qu'il y à dans la roche cinq à six fois plus de pyroxène que d'amphibole. D'après ses caractères optiques (+ 2V = 74°, ng/C = 20°), il s’agit d'une pargasite. Ce minéral présente aussi des trans-
formations périphériques en glaucophane.
Cette amphibole sodique possède les mêmes caractères optiques qu'elle provienne du pyroxène ou de la pargasite. Le polychroïsme est le suivant: ng = bleu azur soutenu, nm — bleu lavande mauve, np —= incolore; ng/C = 24°; — 2V —= 66°.
Les grenats sont idiomorphes, légèrement épidotisés.
Parmi les minéraux accessoires, le rutile est très abondant et se concentre de préférence au voisinage du pyroxène. La chlorite et le quartz sont très rares. :
Il est assez difficile de préciser l’origine exacte d'une telle roche qui ne rappelle qu'extérieurement une éclogite et dont les caractères structuraux et minéralogiques sont très différents de ceux des éclogites typiques. En tout cas il ne fait pas de doute qu’elle est intimement liée au paragabbro de Cantoira dont elle représente très certainement un faciès de variation locale.
Il en est de même de la roche que j'ai recueillie, non en place, dans les éboulis de la rive droite du Grand Eyvia en amont de Cogne, et qui provient très vraisemblablement de la lentille de roches vertes qui s’'allonge à mi-versant au-dessous des mines de fer de Cogne.
Extérieurement la roche est très semblable à celle de Cantoira. Microscopiquement elle en diffère par l’absence de pyroxène, par la présence d’actinote (ng/CO 1 48 —#£V = 76°) au lieu de pargasite, et par l'abondance de la zoïsite, de l'épidote et de la calcite. Il est évident qu'une telle roche est beaucoup plus proche d’une amphibolite que d’une éclogite.
Faciès de bordure albitisés. — J'ai déjà signalé que le paragabbro à fuchsite de Tranbesere est bordé vers l'Est par une très mince auréole (quelques décimètres) de caleschistes albitisés auxquels font suite des calcschisies normaux, localement à chloritoïde (voir p. 56).
À l'œil nu comme au microscope, cette roche apparaît comme très proche d’un gneiss albitique du Charbonnel. Toutefois l’albite, en petits phénoblastes globuleux très nombreux y est maculée d’inclusions opaques à trajet sigmoïde ou hélicitique; cette albite est donc syntectonique. Ce caractère constitue une différence très importante par rapport aux gneiss albitiques du Charbonnel où l’albite est toujours post-tectonique.
On doit considérer l’albite des calcschistes de Tranbesere, en raison de leur disposition en auréole autour du paragabbro, comme provenant de la diffusion de la soude originellement contenue dans le plagioclase de la roche éruptive et mobilisée lors de la saussuritisation de ce dernier. Ce phénomène ayant dû normalement se produire avant la diffusion de l’apport sodique, post-tectonique, responsable de l’albitisation des gneiss du Charbonnel, il est assez logique de constater que l’albitisation locale des calcschistes de Tranbesere est syntectonique et par conséquent plus ancienne.
D. — CONCLUSIONS A L’ETUDE DE LA SERIE CRISTALLOPHYLLIENNE DES SCHISTES LUSTRES
Constitution d'ensemble de la série.
L'étude géologique et pétrographique qui précède permet de considérer dans son ensemble la série cristallophyllienne mésozoïque des Schistes lustrés dans la région étudiée.
A la base de cette série, on trouve un Trias différencié mais extrêmement réduit qui n'existe que dans la partie occidentale de la région, puis devient conglomératique vers l'Est et enfin complètement inexistant dans toute la partie orientale de la région.
Au-dessus de ce groupe des roches triasiques, lorsqu'elles existent, on passe progressivement, par l'intermédiaire de marbres phylliteux, au puissant complexe des Schistes lustrés. Ce dernier débute dans la majeure partie de la région par des prasinites. L'étude pétrographique montre qu'il ne s’agit pas là de schistes cristallins dérivant de roches éruptives, mais de l’albitisation de chloritoschistes, amphiboloschistes, etc. d’origine sédimentaire. Aussi bien latéralement que verticalement, ces prasinites passent aux calcschistes par intrications des faciès déterminant une zone mixte où alternent prasinites, caleschistes et gneiss du Charbonnel. Ces derniers qui sont des calcschistes albitisés et décalcifiés ou de simples micaschistes albitisés, font partie intégrante de la série mésozoïque et ne correspondent pas, comme on l’a dit, à des copeaux tectoniques arrachés au noyau antétriasique de la nappe de la Dent-Blanche.
Au-dessus de cette zone intermédiaire, se développent largement les calcschistes, faciès caractéristique de la série. Actuellement cette partie supérieure de la série, décollée par les mouvements tectoniques, constitue vers l'Ouest la grande masse frontale de la nappe des Schistes lustrés; vers l'Est, cette couverture de calcschistes a été en majeure partie enlevée par l'érosion; il en subsiste néanmoins de nombreux témoins, pincés en
écailles synclinales, au cours d’une phase tardive de serrage tangentiel, dans les gneiss de la série cristallophyllienne ancienne sous-jacente (Série des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo). La bande de Schistes lustrés de Locana, considérée jusqu'à présent comme une très profonde cicatrice synclinale correspondant à la zone des racines de la nappe des Schistes lustrés, est en réalité formée par une juxtaposition d'écailles synclinales du même type et aussi superficielles que celles qui gisent, isolées, plus à l'Est.
La série des Schistes lustrés apparaît donc, dans la région étudiée, comme la couverture, autrefois autochtone, actuellement décollée à la fois vers l'Est et vers l'Ouest, du vieux socle cristallophyllien des massifs du Grand Paradis et de Sesia-Lanzo.
Zonéographie.
L'étude pétrographique détaillée des principaux faciès de la série des Schistes lustrés permet de constater que toutes les paragénèses minérales produites par le métamorphisme d'âge alpin peuvent être rangés uniformément dans la zone de métamorphisme des Micaschistes supérieurs, qu’il s'agisse des para-ectinites (calcschistes, micaschistes, prasinites, gneiss du Charbonnel, etc.) prédominantes dans la région, ou des ortho-ectinites (roches vertes, ortho-prasinites, etc...)
On peut toutefois distinguer dans cette série de para-ectinites, dont la puissance est de l’ordre de 2000 mètres, une partie basale, essentiellement caractérisée par l’abondance de la zoïsite, de l’épidote et de l’actinote et qui représente un niveau relativement profond de la zone des Micaschistes supérieurs où la chaux est entrée en réaction avec les silicates, et une partie haute qui correspond à la masse principale des calcschistes et où la calcite a recristallisé sans entrer en réaction avec les silicates, produisant ainsi
Al
le faciès banal des micaschistes calcifères à phengite et chlorite, etc. (calcschistes s.L.). On peut déduire de ces observations que les hauts niveaux de la série des Schistes
lustrés correspondent à la partie tout à fait supérieure de la zone des Micaschistes supérieurs.
Stratigraphie.
Au-dessus du Trias inférieur caractérisé par des dépôts détritiques fins (les quartzites sont très probablement d’anciens sables littoraux) et du Trias moyen représenté par des sédiments lagunaires (cargneules), le caractère de plus en plus profond de la sédimentation mésozoïque est allé en s’accentuant rapidement à partir du Trias supérieur et de la base du Lias, caractérisés principalement par des calcaires dolomitiques et des calcaires faiblement argileux, ultérieurement transformés en marbres dolomitiques et en marbres phylliteux.
Localement, autour des hauts-fonds, la sédimentation mésozoïque a débuté directement par des dépôts beaucoup plus marneux qui ont été transformés plus tard en micaschistes amphiboliques, en chloritoschistes, etc. et finalement en prasinites diverses sous l'influence de la métasomatose sodique. J'ai montré que ces faciès sont actuellement cantonnés à la base de la série des Schistes lustrés autour du massif du Grand Paradis et qu’ils s'étendent surtout vers le Sud dans la moitié septentrionale de l’ensellement du Val de Suse, Latéralement et verticalement, ces faciès marneux passaient, par une série
d'intrications (voir le schéma de la figure 12) à des sédiments moins marneux, parfois franchement calcaires ou gréseux, qui ont engendré les calcschistes avec leurs fines intercalations, souvent récurrentes, de micaschistes gréseux ou de quartzites et de marbres phylliteux ou de cipolins. Ces faciès se développent principalement dans la moitié supérieure de la série, où ils déterminent les gigantesques empilements de schistes lustrés.
Au total, la série sédimentaire était principalement constituée par des faciès argileux dans sa partie inférieure et par des faciès calcaires, plus ou moins gréseux ou marneux dans sa partie supérieure. Toutefois, dans le détail, d'innombrables intercalations ou alternances de faciès légèrement différents au sein de ces deux faciès dominants ont produit, sous l’action du métamorphisme régional, une série cristallophyllienne dont la monotonie n’est qu'une apparence et qui est en réalité extrêmement variée.
Il convient de noter que la subdivision que l'étude pétrographique et géologique m'a conduit à pratiquer dans cette ancienne série (faciès argileux à la base, faciès calcaires argilo-gréseux au sommet) n'est valable que dans la région étudiée. J’ai déjà signalé par exemple que sur le bord du massif de Dora-Maira, la sédimentation a été constamment à dominante calcaire ce qui explique l’absence de masses prasinitiques dans cette zone.
Cette subdivision, malgré l'intérêt qu’elle présente localement, n’a par ailleurs aucune valeur chronologique. Il est impossible, en l’absence de toute trace de fossiles et de tout repère stratigraphique, de donner une indication quelconque sur l’âge précis des formations étudiées. S'il fallait absolument risquer une hypothèse, je serais porté à croire, par comparaison des faciès de la série des Schistes lustrés de cette région avec ceux d’autres secteurs des Alpes occidentales où une stratigraphie assez précise a pu être établie (Voir par exemple: W.K. Nabholz) (*#), que le Lias et une partie du Jurassique sont seuls représentés dans la région étudiée. L'absence totale de radiolarites, qui permettent d’assimiler les assises de Schistes lustrés qui les renferment au Jurassique supérieur, y est en effet remarquable. Il ne faut pas oublier en outre que la partie supérieure de la série cristallophyllienne alpine est actuellement cantonnée, par suite de l’écoulement de la nappe des Schistes lustrés, dans la région frontale de la nappe et c’est dans ce secteur, situé en dehors des limites de la région étudiée dans ce mémoire, qu'il conviendrait d'orienter les recherches à ce sujet.
Enfin, je rappellerai que des intrusions de roches ultrabasiques (péridotites, pyroxénites) et basiques (gabbros) se sont mises en place dans la série sédimentaire géosynclinale décrite ci-dessus. Je ne possède aucun argument pour préciser dans cette région, comme on a pu le faire plus au Sud (5), l’âge de ces venues éruptives. Il semble toutefois qu’elles soient postérieures au Trias. Elles sont évidemment antérieures à l’époque (Eocène sup.) où le métamorphisme a commencé à les modifier.
Le métamorphisme alpin.
Le métamorphisme d'âge alpin s’est manifesté dans notre région de deux façons assez différentes si l’on en juge par les effets produits.
Il a provoqué tout d’abord une ectinisation généralisée de la série sédimentaire mésozoïque. Quant à la seconde manifestation elle consiste dans un apport mélasomatique
33) W.-K. Nabholz (1945): Geologie der Bündnerschiefergebirge zWischen Rheinwald, Valser-und Sañen-
( tal. Ecl. Geol. Helv., 38, p. 1-205. 1 :
34) P. Routhier (1944): Essai sur la chronologie des «roches vertes» mésozoïques des Alpes occiden-
( tales. B.S.G.F., (5), 14, p. 117-143.
sodique intense, très probablement de nature hydrothermale, ayant engendré des ectinttes métasomatiques (J. Jung et M. Roques [1952]).
Cette métasomatose se traduit par une albitisation (plus rarement par une glaucophanisation) très poussée de la partie inférieure de la série. Cette albitisation transforme en prasinites les micaschistes à actinote, à chlorite, à épidote, les amphiboloschisies, les chloritoschistes, qui dérivent de sédiments principalement marno-argiteux, el en gneiss albitiques les micaschistes phylliteux, les séricitoschistes, les calcschisies, qui dérivent de sédiments argilo-gréseux plus ou moins calcifères. Dans la partie moyenne de la série mésozoïque ces phénomènes métasomatiques s’estompent, cédent la place à une ectinisation banale et n'affectent que des niveaux privilégiés rendus perméables à l'apport par la cataclase. Ces assises peuvent être considérées, par comparaison avec les faciès migmatitiques, comme des ectinites métasomatiques en gisement stratoïde dans des ectinites normales au-dessus du «front de métasomatose ».
L'étude pétrographique montre que dans tous les cas cet apport sodique est postérieur aux mouvements tectoniques, à l'exception de quelques zones affectées par des plissements dits «secondaires » correspondant à des phases ultimes de serrage tangentiel ou de reflux.
Or les deux phénomènes d’ectinisation et de métasomatose sont indiscutablement liés entre eux (#5). On est donc conduit à admettre que le début de la phase d’ectinisation a dû précéder de peu le déclenchement de la phase métasomatique, que les deux phénomènes se sont ensuite chevauchés, la phase métasomatique subsistant finalement seule et constituant alors un épisode terminal, à caractère spécial, du métamorphisme général (56).
La conséquence d’une telle constatation est importante car elle implique que le métamorphisme alpin s’est produit relativement très tard et qu’il s’est certainement poursuivi après la mise en place de la nappe des Schistes lusirés.
J'arrive sur ce point à des résultats analogues à ceux de F. Ellenberger. Cet auteur a été amené récemment (*’) à conclure que le métamorphisme alpin a été dans la région, voisine, de la Vanoise, «une crise très courte, une tempête moléculaire, suivant de très près la grande tempête orogénique ». |
Dès lors se pose une question délicate. On admet en effet que la schistosité cristallophyllienne et les premières manifestations de la recristallisation, en un mot l’ectinisation, n'apparaissent qu’à une certaine profondeur, sous la charge, entre autres facteurs, d’une couverture de terrains qui demeurent indemnes de métamorphisme. Dans l'Ouest du Massif Central, les travaux de M. Roques (0p. cit.) ont montré que l'épaisseur de la zone des « schistes non recristallisés », sus-jacente à la zone des Micaschistes supérieurs, était de l’ordre de 4.000 mètres. On peut donc se demander quelle était la nature de la couverture au-dessous de laquelle les Schistes lustrés ont été métamorphisés et, si elle a existé, ce qu’elle est devenue depuis.
D’aucuns répondront que cette surcharge n'est pas nécessaire et que le « dyramométamorphisme » suffit. Il n’est pas dans mon dessein de démontrer ici que les plissements sans surcharge ne sont pas générateurs de métamorphisme; au surplus, on a vu
(35) Dans la troisième partie, l'étude pétrographique de la série cristallophyilienne ancienne, elle aussi affectée par l’ectinisation et la métasomatose alpines, m'amènera à conclure que l’albitisation s'est produite en plusieurs phases dont l’une au moins est contemporaine de l’ectinisation, et l’autre postérieure.
(36) En l'état de nos connaissances actuelles, on peut dire qu’un tel phénomène est général. M. Roques ([19411, p. 511) est arrivé à des conclusions analogues en ce qui concerne la migmatisation calco-sodi-potassique des séries cristallophylliennes du Massif Central.
(37) D'après F. Ellenberger [1952], le métamorphisme alpin aurait débuté, en Vanoise, au plus tôt à l’Eocène supérieur et se serait achevé au Stampien.
ci-dessus que le métamorphisme alpin est en grande partie, sinon en totalité, post-tectonique. D’autres suggéreront que la surcharge est facile à identifier et qu’il suffit de regarder les célèbres coupes d'E. Argand [1911] pour voir les empilements de la nappe de la Dent-Blanche surmonter la série des Schistes lustrés. A quoi j’objecterai d’une part que les formations de la nappe de la Dent-Blanche, là où elle existe, ont été elles aussi affectées par le métamorphisme alpin, et d’autre part que dans la région étudiée la nappe de la Dent-Blanche n’a jamais existé, ainsi que je l’ai montré en partie plus
haut (p. 54) et comme j’achèverai de le démontrer au cours de la troisième partie de ce travail.
Il reste alors deux solutions. Ou bien la série sédimentaire originelle des Schistes lustrés était considérablement plus épaisse qu’elle ne nous apparaît aujourd’hui et il faut admettre les vues de P. Termier qui la considérait comme englobant une bonne partie du Nummulitique; la région étudiée ne fournit malheureusement pas d’arguments à ce sujet puisque la série des Schistes lustrés y est tronquée tectoniquement de toute sa partie supérieure et il faudrait, là encore, étudier les parties externes de la nappe des Schistes lustrés pour tenter d'observer un passage éventuel à des horizons plus élevés et moins métamorphiques. Ou bien, effectivement, aucune surcharge n’a été nécessaire, et il faudrait alors invoquer le caractère de ce métamorphisme si particulier dans lequel la métasomatose a joué un rôle capital.
Il y a là un problème intéressant à résoudre; je me contente de le poser car le territoire étudié ne fournit aucun argument susceptible de le solutionner.
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