VALAIS SUISSE
VAL D'ANNIVIERS - ZERMATT
23/06/08
remarque préliminaire : les renvois aux schémas avec un numéro de page concernent le document transmis par Micha Schlup.
1.I – Col de la FORCLAZ
Les aiguilles Rouges et le Massif du Mont Blanc sont des dômes granitiques anciens similaires, ils sont formés de para et orthogneiss et de schistes micacés. Le massif du Mont Blanc se distingue par un puissance corps granitique qui n'existe pas dans les AR.
Les terrains dans la dépression entre ces deux massifs appelée zone de Chamonix sont sédimentaires, ils appartiennent à la zone paléogéographique helvétique (le dauphinois des géologues grenoblois). Cette zone complexe de terrains mésozoïques très redressés est considérée comme la racine de la nappe de Morcles.
Le col des Grands Montets est dans le cristallin des Aiguilles Rouges, la gorge du Trient qui est dans des terrains plus tendres est trop étroite pour qu‘une route longe le torrent.
De l'autre coté du Rhône (NE par rapport au col de la Forclaz) les montagnes sont constituées de roches sédimentaires.
Le socle, notamment celui que l'on retrouve au niveau du col de Balme, est constitué de métasédiments très anciens allant du protérozoïque vers 1 Mda au paléozoïque. On retrouve aussi des sédiments peu métamorphisés du permo carbonifère.
Le Rhône fait un coude à 90° au niveau de Martigny ce qui crée deux coupes : une qui coupe les différentes couches et failles de la région, l'autre parallèle à ces structures. La région est en effet traversée par un ensemble de failles et de couches géologiques qui s'étendent depuis le S de l'Autriche par la vallée du Rhône, la dépression entre le Mont Blanc et les Aiguilles Rouges et se prolonge jusqu'au massif de Belledonne où il est appelé l'AMB (accident médian de Belledonne).
Remarque : l'helvétique (terme suisse) traduit en patois grenoblois signifie dauphinois. La notion de domaine pennique est moins facile à traduire car elle est plus large que la notion de domaine briançonnais. Voici ce que j'ai trouvé de plus précis :
Les nappes penniques se divisent en 3 ensembles :
- Pennique inférieur ou valaisan . Unités issues de la marge continentale européenne et du fond du petit océan valaisan du crétacé. Les couvertures sédimentaires des marges et des ophiolites sont représentées par les schistes lustrés valaisans (schistes des Grisons).
- Pennique moyen . Correspond à 2 nappes de socle majeures du Grand St Bernard et du Mt Rose et de ce qu'il reste de leur couverture sédimentaire après le décollement et le charriage vers le N des nappes préalpines. Ces socles sont issus d'un bloc continental du Grand St Bernard situé entre deux domaines océaniques valaisan et liguro piémontais. Le pennique moyen est le briançonnais suisse.
- Pennique supérieur ou liguro piémontais : ce sont des ophiolites liguro piémontais beaucoup plus développés que dans le domaine valaisan avec une couverture sédimentaire transformée en schistes lustrés méta-sédimentaires jurassico crétacé où dominent les calcschistes et les schistes.
La vallée du Rhône s'est creusée dans les roches plus tendres qui correspondent à l'ancien océan valaisan. On peut imaginer que le Rhône s'écoulait vers le SW dans les couches tendres entre les massifs du Mont Blanc et des aiguilles Rouges avant leur surrection. L'élévation rapide des couches poussées par le dôme du Mont Blanc a bloqué l'écoulement qui s'est dévié vers le bassin alémanique. Le Mont Blanc forme un dôme avec des affleurements de roches de plus en plus profondes et de moins en moins métamorphisées quand on se déplace vers l'E.
Le Mont Blanc est constitué de granites du carbonifère et de méta sédiments permiens. On trouve aussi des gneiss de l'ordovicien (450Ma) dans une série principale datée de 300-310 Ma. Les roches des Aiguilles Rouges sont de la même époque. On retrouve donc dans le massif du Mont Blanc des roches du cycle calédonien, antérieur au cycle hercynien.
1.II – Dorenaz : vallée du Rhône, 5km au N de Martigny.
Coté E de la vallée du Rhône, les roches cristallines présentent une foliation nette ressemblant presque à de la schistosité. Ce sont des gneiss et des micaschistes d‘origine sédimentaire très riches en mica. On trouve aussi des gneiss plus classiques qui sont des méta granites très déformés. Certaines de ces roches ont été datées de 550 Ma (protérozoïque) antérieures à d'autres datées de 450Ma qui sont du cycle calédonien. La roche fracturée est recoupée par des veines plus claires de micro granite (aplite) correspondant à des intrusions datant du carbonifère qui correspondent à la formation du pluton granitique du Mont Blanc.
Dans toute cette zone, il y a très peu de déformation alpine, la déformation est plutôt hercynienne (varisque) avec un faciès amphibolitique (veines carbonifères) : c'est le soubassement de la nappe de Morcles. L'enchaînement paléogéographique débute par un série sédimentaire dans laquelle il y a eu des intrusions de granite et du métamorphisme puis de nouvelles intrusions granitiques, l'ensemble a été peu métamorphisé par le cycle alpin, l'enfoncement est de l'ordre de 15km.
Au niveau de l'école d'escalade, de beaux conglomérats sont visibles. Ces conglomérats bréchiques constituent des bancs qui ont été redressés par la tectonique alpine. Dans les débris on trouve des éléments de gneiss et de granite du Mont Blanc. Certains éléments noirs sont du charbon arraché à des filons permo carbonifères. Ces éléments proviennent de l'érosion de la chaîne hercynienne. Ces conglomérats sont de la molasse hercynienne peu métamorphisée (anchi ou épi métamorphisme) dans une matrice gréseuse siliceuse. Dans cette région de la Suisse, il y a eu des mines de charbon exploitées. Certains blocs de conglomérat montrent des ripple marks.
Coté W du Rhône, dans le massif des Aiguilles Rouges, la vallée suspendue du Van avec l'importante cascade de Pissevache sépare les granites des Aiguilles Rouges coté E et les conglomérats coté W.
Histoire glaciaire.
Le glacier du Rhône passait à Martigny il y a 18000ans et il y faisait un coude à 90°. Ce coude peut être dû au soulèvement du Mont Blanc mais le glacier du Rhône peut aussi avoir été détourné par celui descendant du Mont Blanc.
Le torrent du Trent descend du col de la Forclaz, il a creusé une gorge bien trop étroite pour être empruntée par la route. Dans cette vallée du Trent, des mines d'or aujourd'hui fermées ont été exploitées, la zone est très riche en gisements filonien de plomb, zinc, arsenic, uranium.
1.III – quelques km au N de Doneraz, au pied des Aiguilles Rouges face à la Dent de Morcles
La partie boisée à la base de la dent est du cristallin du massif des AR. Au dessus, couverture sédimentaire en discordance. Il y a :
une barre blanche dans la falaise qui est du crétacé inférieur (urgonien plus ou moins métamorphisé). Cette barre est couverte par l'hauterivien.
Une couche rouge correspondant au gré silicaté de l'aptien.
Une couche jaunâtre de calcaire nummulitique
Une grande barre blanche en bas de jurassique.
La nappe de Morcles est une grande nappe qui s'est déversée vers le S avec l'élévation du massif du Mont Blanc. Ce chevauchement s'est fait en formant un grand pli isoclinal et le pli claire que l'on voit dans la falaise est un pli secondaire de la couche inférieure de la nappe.
Le socle a un pendage vers le SW correspondant au plongement de la subduction. Il y a aussi du pendage de la nappe vers l'E, il est dû à la poussée du dôme du Mont Blanc.
Quelques éléments généraux sur les nappes helvétiques en Suisse :
Ces nappes situées au NW de la vallée du Rhône sont constituées de sédiments mésozoïques et tertiaires avec à l'E des sédiments permiens. Ces sédiments se sont déposés sur la plateforme continentale de la bordure septentrionale de l'océan alpin. Plus au S, les sédiments correspondent à des dépôts en eaux plus profondes plus importants et plus argileux (ultrahelvétique). Les sédiments de ces nappes ont été décollés du socle cristallin dans une phase tardive de l'orogenèse alpine et ont été déplacés de plusieurs kilomètres voire dizaines de km vers le NW. Dans cette zone, le raccourcissement a été très important, des sédiments déposés sur une distance de 500 à 700km voire 1000km se retrouvent serrés dans une zone de 120 à 150km. Ce transport qui dure environ 25Ma de l'oligocène moyen à la fin du miocène ou au début du pliocène, se fait en plusieurs phase avec des plis couchés dans un premier temps évoluant en chevauchements. Les plissements sont de plusieurs types, dans le Jura les couches calcaires plus rigides se sont cassées; dans les Alpes, peut être parce que la température était un peu plus élevée à cause du recouvrement par les nappes penniques, les calcaires se sont plissés et un léger métamorphisme est observable (faciès d'anchizone). Le pli couché vers le N de la Dent de Morcles est tout à fait caractéristique de ce processus, la nappe a été l'objet d'un faible déplacement et est qualifiée de para autochtone.
Des sommets connus comme les Dents du Midi, l'Eiger, les Diablerets font partis de nappes helvétiques.
Les racines des nappes sont les zones où elles plongent abruptement, en général au SE des nappes. Elles sont à l'origine des nappes.
D'un point de vue stratigraphique, des couches du domaine helvétique ne se retrouvent pas dans les nappes soit parce qu'elles ne se sont pas déposées, soit parce qu'elle n'ont pas été concernées par le plissement. Des couches du domaine ultra helvétiques ont recouvert le domaine helvétique avant que celui-ci ne se plisse et se sont plissées avec lui, comme ce sont des couches tendres elles ont été creusées pour donner des cols comme ceux du Pillon ou de Truttlï dans la zone des cols.
voir figure 5 page 5 des documents de Micha
I.IV – Arret à Saxon.
De cet arrêt, belle vue de la nappe de Morcles avec une grande fenêtre latérale ouverte par la vallée du Rhône.
Le lias est au cœur de la nappe, à gauche de l'Ardéve on trouve le flanc inverse, à droite on trouve le flanc normal.
1.V – Saillon
La carrière est sur le flanc inverse de la nappe de Morcles. On est en présence de calcaires siliceux (du dogger ou crétacé inf). Sous l'effet de la déformation, les couches d'une épaisseur de 500m sont ramenées à une dizaine de mètres, elles sont très déformées et schistosées. Au fond de la carrière, on trouve l'urgonien métamorphisé en marbre blanc. Les couches sont très verticales (léger pendage vers le S) car la carrière est proche de la racine de la nappe.
De l'autre coté du ravin, les vignes sont sur le socle cristallin.
24/06/08
Val d'Anniviers Lac de Moiry
2.I - Examen du paysage depuis le parking près du lac.
L'ensemble des couches a un pendage vers le S: plongement dû à la subduction de l'Europe sous l'Apulie. Plus au N, le pendage est plutôt E/W.
Les roches au niveau du lac sont métamorphiques avec de nombreux micro plis. La roche est verte avec des feldspath, du mica, du quartz et par endroits des cristaux verts de hornblende. Nous sommes en présence d'amphibolite gneissique avec parfois de l'épidote qui alterne avec des gneiss. Ce sont des roches protérozoïques du socle.
Le barrage est d'ailleurs appuyé sur un verrou gneissique avec en amont des dépôts sédimentaires. Voir carte Val d'Anniviers pages 8 et 9.
Nous sommes dans la même position structurale que Zinal mais ces structures sont bien plus visibles à Moiry.
Le panorama s'étend depuis la Dent Blanche qui devant nous, est derrière le Grand Cornier, la pointe de Mourti très enneigé avec son glacier qui descend du sommet et plus à droite les sommets de la Couronne de Bréona.
De l'autre coté au N du Rhône, le sommet du Wildstrubel avec à sa droite (E) la dépression de Gemmi. L'ensemble est sédimentaire (calcaire, marnes), la dépression est creusée dans des couches du Dogger. Ces couches appartiennent au dauphinois avec un pendage vers l'W alors qu'hier au dessus de Martigny les couches avaient un pendage vers l'E. Nous sommes en présence des ondulations dans les terrains sédimentaires pris entre le dôme granite du Mont Blanc qui s'est soulevé d'un coté (à l'W) et de celui du Massif de l'Aar qui s'est soulevé de l'autre (à l'E). La cuvette entre ces deux dômes appartient à la dépression valaisane (voir schéma en haut de la page 3). Au S de l'helvétique, on trouve les restes de l'océan valaisan avec de nombreux flyschs et plus au S le briançonnais (pennique). A Moiry, le socle est briançonnais. Hier, lorsque nous sommes montés en car depuis la vallée du Rhône vers Zinal, le début de la montée traverse une zone très escarpée de dolomies.
2.II – Versant W du lac
Point concernant les nappes penniques et la nappe de Siviez Mischabel :
La zone pennique comprend les Alpes valaisannes au S du Rhône, on en retrouve aussi dans le Tessin, les Grisons et la Basse Engadine. Les roches proviennent des bassins situés des deux cotés de l'île Briançonnaise et contrairement à la zone helvétique, le socle y est impliqué par le plissement. La plupart des sédiments ont été décollés et transportés vers le N, le reste de ces sédiments et des éléments cristallins du socle constituent les nappes.
L'ensemble des nappes penniques valaisannes est complexe car constitué d'une série de nappes en forme de plaques, imbriquées les unes dans les autres et inclinées vers le S.
La nappe de Siviez Mischabel forme un grand pli isoclinal vers le N de 10 à 20km et des éléments du socle ont été arrachés et entraînés dans la formation de ce pli. Elle est épaisse de plusieurs km et constituée de roches très diverses. La partie la plus profonde est constituée de conglomérats et grés permo carbonifère, la partie supérieure est constituée de gneiss, de schistes micacées et beaucoup d'amphibolites. Cette nappe est très riche en divers minerais.
La nappe de Tsaté est l'équivalent de cette nappe dans la zone du Grand Combin.
La vallée du lac de Moiry est sur le flanc normal de la nappe de Siviez Mischabel et les gneiss et amphibolites que nous trouvons près du lac en forment la partie inférieure.
Un peu au dessus du lac sur son flanc W, on retrouve les mêmes conglomérats qu'hier sous la nappe de Morcles, ils sont plus métamorphisés et plus jeunes (permo triasiques). Ils sont dans un pli alpin, les sédiments sont du début de la sédimentation alpine et les débris que l'on trouve sont le produit de l'érosion des structures hercyniennes.
Sur les rognons glaciaires, nous identifions facilement les stries d'usure qui remontent à 10000ans. Mais il y a aussi les traces de la schistosité et des fractures qui datent probablement de la remontée de ces roches en surface il y a 1Ma. La foliation des gneiss indique une autre direction dans ces roches.
Dans un affleurement, un peu plus haut au dessus du lac, des roches rosâtres avec du quartz datant du permien sont visibles. Elles témoignent d'un magmatisme acide avec beaucoup de rhyolites dont le quartz rose est le témoin dans la région du magmatisme associé au volcanisme du début de la séparation de Pangée (rifting).
Plus haut encore, affleurement de roches très schistosées riches en quartz : quartzite. C'est un gré métamorphisé fréquent dans les Alpes penniques et typiques de début du trias (permo triasique). Il y a un peu de mica dans ces quartzites, un peu d'argile se trouvait dans les sables siliceux.. Le feldspath est peut être présent mais en quantité non significative. Cette zone appartient à la couverture sédimentaire avec au dessus des cargneules triasiques qui se sont formées pendant l'orogenèse alpine. Ces cargneules sont un peu bréchiques: ce sont des brèches tectoniques de la partie basse de la nappe.
Encore plus haut (environ 20 à 30 minutes du lac, affleurement de calcaire (avec un peu de marbre) et de dolomie ; nous sommes dans la zone des calcaires dolomitiques. Ces marbres sont triasiques et correspondent à une sédimentation en eaux peu profondes. Au dessus, on trouve des brèches avec des éléments de dolomie et un ciment calcaire : c'est des brèches liasiques correspondant à l'ouverture de l'océan et qui se sont formées lors du rifting et de la formation des blocs basculés.
Nous retrouvons les couches de roches de la nappe de Mischabel (page 9) correspondant à des épaisseurs de dépôts et des lacunes du Briançonnais.
2.III – Coté E du lac
Affleurement en bord de route 300m après le barrage. La roche est très schistosée et elle réagit avec HCl : ce sont des calcschistes ou des schistes lustrés du crétacé supérieur (liguro piémontais). A proximité, partiellement caché par le névé on trouve des roches plus marneuses (série rousse) du crétacé inf, ce sont des sédiments de plus grande profondeur correspondant à la fermeture de l'océan avec de présence de débris d'érosion. Le schéma ci dessous montre la répétition des couches.
Nous sommes en présence d'une écaille de briançonnais prise dans les calcschistes du prisme d'accrétion. Cette écaille a été arrachée du socle lors du chevauchement entre les deux plaques. Le schéma en figure 6 montre comment se superposent les couches dans la formation du prisme.
Où sont les sédiments du briançonnais qui recouvraient cette nappe ? ils ont été charriés de 100km vers le N et ont formé les Préalpes: Chablais et Suisse occidentale, ce charriage c'est fait au dessus du briançonnais avec un glissement sur des cargneules et peut être du gypse.
2.IV – Au bout du lac .
Présence de prasinites: ce sont des basaltes du plancher océanique qui ont été légèrement métamorphisés. Lorsque du lichen vert recouvre la roche (risocarpone geographicum) roche siliceuse, si c'est du lichen rouge, c'est qu'il y a du Ca dans les constituants.
Dans la roche, il n'y a pas de quartz mais présence de feldspath et d'épidote: c'est bien des prasinites (voir séquence de Bowen). En cas de métamorphisme du basalte, les pyroxènes et olivines sont les premiers éléments déstabilisés.
Montée jusqu'au rognon glaciaire coté 2385.
Ce rognon est entièrement constitué de péridotite, éléments affleurant du manteau supérieur. On trouve des gabbro serpentinisés avec de l'épidote qui donne des couleurs vert pistache.
Présence d'un gros bloc avec du quartz, du feldspath et des parties vertes : c'est un gneiss africain, il appartenait à la croute continentale africaine.
Dans la moraine, certains blocs de serpentinite avec des inclusions ayant gardé la texture de la péridotite. Présence de blocs de gneiss dont la couleur verte est due à la chlorite. Présence de gabbros et de granite du permien. Les filons attestent de la circulation de fluides ayant entraîné des changements minéralogiques.
A l'W de la cabane de Moiry qui est au dessus de nous vers le SSE, contact entre les calcschistes du piémontais (couleur rousse) et les gneiss et granites de l'Apulie. Il s'est formé une sorte de prisme d'accrétion. Interprétation stratigraphique : la croute océanique est au dessus des calcschistes ce qui est un ordre normal car dans un prisme d'accrétion les couches les plus jeunes viennent s'enfoncer et se bloquer sous les plus anciennes.
Paysage glaciaire depuis ce rognon.
La moraine la plus récente et peu marquée correspond au dernier maximum glaciaire : 1985 1990. La moraine plus haute et plus visible correspond au petit âge glaciaire vers 1850. A cette époque le glacier descendait jusqu'au parking en bout du lac de Moiry.
En face, sur le replat, des moraines fossiles datant d'épisodes anciens sont identifiables.
25/06/08
3.I - Route montant à Zermatt
En montant à Zermatt, la route évite un éboulement très important au niveau du village de Randa.
Le 18 avril 1991 , un premier éboulement tout à fait imprévu de 7 millions de tonnes de rochers provoqua un séisme de magnitude 3. Le 9 mai, un deuxième éboulement de 22 Mt de rochers, bloqua une bonne partie de la vallée (route, voie ferrée et torrent) qui mène à Zermatt. Il n'y eu pas de victime mais plusieurs chalets et fermes inoccupés furent ensevelis avec des animaux. Un nuage de poussière recouvrit les villages.
L'éboulement a interrompu le cours du torrent formant une retenue qui provoqua une inondation du village de Randa, la situation fut aggravée par de forts orages qui augmentèrent le volume non évacué. Un canal fut ouvert dans le cône d'éboulis pour permettre à l'eau de s'écouler et éviter toute rupture du barrage artificiel ainsi formé.
Il y avait déjà eu des éboulements importants dans les Alpes suisses par exemple au 18 e et 19 e siècles au pied du Weisshorn avec un glacier suspendu qui s'était détaché. Depuis l'éboulement de Randa, les éboulements et leur prévision sont devenus des axes de recherche et il y a quelques années il y a eu de nouvelles craintes dans la zone de Randa ; seulement quelques rochers se sont détachés.
La falaise de Randa est dans le briançonnais (pennique inférieur de la nappe de Mischabel et Randa est dans le flanc normal de cette nappe) avec dans la vallée une forte épaisseur de flyschs (prisme d'accrétion valaisan) avec au dessus des dolomies et des marbres. Au niveau de l'éboulement, on trouve en bas de la falaise une zone claire de granite peu déformé (gneiss granitique du permien plus jeune que celui du Mont Blanc). Au dessous, on trouve des gneiss et des micaschistes plus anciens du paléozoïque. Le granite du Mont Blanc est synorogénique hercynien, le calcaire blanc que l'on voit est post orogénique et les calcaires en dessous sont du trias de la série interne du briançonnais (tertiaire), c'est un des rares endroits où ces couches n'ont pas été charriées vers les Préalpes. Au dessus il devait y avoir le piémontais dont on retrouve quelques mètres et encore au dessus les couches africaines jusqu'au Weisshorn (voir schéma), l'érosion a retiré toutes ces couches.
L'éboulement s'est détaché d'une paroi de 400 m de hauteur, taillée dans des gneiss et micaschistes très denses. Présence de fractures perpendiculaires entre elles dans un massif infiltré par l'eau sur 700m de dénivelé, la pression en bas devait être importante, un peu d'eau suintait normalement d'une fissure lors de saisons pluvieuses. En avril 1991, une période de dégel et de fonte de neige succéda brusquement à un froid intense. Il est probable que les fissures de la base de la paroi, encore pleines de glace, retinrent les eaux prisonnières dans les fissures, ce qui les mit sous pression. L'eau a été le déclencheur de cet effondrement puis l'a favorisé par une diminution des frottements qui suivit le décollement des roches.
3.II – Zermatt
Jardin des glaciers.
Les gneiss oeillés à dépôt verdâtre que nous rencontrons en montant au jardin sont des gneiss africains. Nous trouvons de l'amphibolite avec de l'épidote qui est un ancien morceau de plancher océanique piémontais.
Dans cette montée depuis Zermatt jusqu'au jardin, nous trouvons des quartzites un peu schisteuses : elles ont été exploitées à une époque pour faire des lauzes pour les toits de Zermatt. La carrière est à l'entrée de la vallée avant Randa, son exploitation a été arrêtée pour des raisons de sécurité mais il y a toujours de vieux toits de lauzes de quartzite dans Zermatt.
Le clocher de Zermatt est construit avec des calcschistes de sédiments piémontais. Par contre Zermatt est construite sur lev plancher océanique comme en témoignent les nombreux affleurements verdâtres.
Derrière Zermatt, en aval on voit les terrains de la nappe de Mischabel. Toute la rive droite de la vallée est constituée de gneiss primaires. Le Rothorn sur le coté E de la vallée est brunâtre couleur caractéristique dans la vallée des calcschistes du prisme d'accrétion. Le Mettelhorn est aussi de calcschistes mais avec une lentille de marbre.
Dans la montée au jardin des glaciers par le chemin de Furi, nous marchons sur des serpentinites du jurassique. Nous trouvons aussi des blocs d'orthogneiss avec de gros feldspaths (œillés), ils datent du permien et viennent du Mont Rose et sont post orogéniques. Ils ont été amenés lors du petit age glaciaire par le grand glacier du Gorner qui descendait jusqu'à Furi.
Toute la masse rocheuse au dessus et à l'E de Furi est un ancien plancher océanique (serpentinite) qui a été éclogitisée par endroits (80 à 100km d'enfoncement) comme au Mont Rose. Toute la croûte subductée est descendue très bas et par endroits de la coésite (quartz de très haute pression) a été trouvée.
Dans le jardin des glaciers un filon très important de pierre ollaire é été exploité. Il résulte de la transformation de la péridotite en une sorte de talc très compact et induré sous l'action de certains fluides qui circulent et à T élevée.
Nombreuses et belles marmites taillées par le torrent sous glaciaire, la serpentinite est une roche assez tendre dans laquelle l'eau creuse assez rapidement. Le torrent que nous traversons avant d'arrivé au jardin est enfoncé dans une gorge étroite et profonde avec une prise d'eau taillée il y a une vingtaine d'années qui est désormais hors d'eau d'une belle hauteur.
26/06/08
4.I – Zermatt : Montée au Gornergrat et traversée jusqu'au glacier
Nous prenons le chemin de fer à crémaillère jusqu'à l'avant dernier arrêt: Rotenboden, d'où nous partons par le sentier qui contourne le sommet du Gornergrat et rejoint le glacier Gornergletscher.
Au niveau de la station de Rotenboden, les roches rougeâtres au sol correspondent au manteau supérieur qui était sous le plancher océanique.
Très beau panorama avec le Weisshorn, le Zinalrothorn, l'Obergabelhorn et la Dent Blanche sur le coté W. Derrière, au delà du Rhône le Bietschhorn et plus à droite les Alpes bernoises du massif de l'Aar : zone helvétique avec le granite du massif de l'Aar. Et devant ces Alpes bernoises, vers nous, la nappe de Mischabel.
Vers le S, tous les sommets depuis le Mont Rose jusqu'au Cervin en passant par Liskamm, Castor, Pollux, Breithorn, petit Cervin. Très belle vue sur un immense ensemble glaciaire.
Au premier plan , en bout de l'arrête du Gornergrat, le sommet de serpentinite du Riffelhorn sert d'école d'escalade en haute montagne. La serpentinite est très schistosée car elle a été très travaillée par la tectonique et elle devient rouge avec l'altération du fait de la présence de fer. On note l'absence de feldspath. Les dalles sur lesquelles nous marchons au dessus du col de Rotenbeden vers le Riffelhorn sont de serpentinite verte ou faiblement altérée.
On loin vers l'W dans la vallée glaciaire la séparation des couleurs est frappante entre la partie haute et les sommets qui sont rouges: serpentinite altérée et la partie basse qui est verte un peu bleue, là où le glacier a érodé et protégé la couche en surface de l'altération à l'air.
Dans le panorama nous avons le Mont Rose et le Liskamm en granite, le Breithorn et le Schwatze en serpentinite, Castor en granite et Pollux en serpentinite. (Fig 13 pages 16 et 17). Les différentes nappes et zones paléogéographiques visibles depuis notre point d'arrivée sont représentées sur la carte en p 14.et 17
Le pendage alpin est normalement N – S, ici il est E – W. Ceci est dû à la présence du dôme granitique permo-carbonifère du Mont Rose dont l'élévation a changé localement le pendage. Le Cervin est une klippe de terrain appartenant à la plaque africaine prise dans un creux entre les dômes du Mont Blanc et du Mont Rose ce qui explique qu'il n'ait pas été érodé comme les couches qui surplombaient le Mont Rose (voir schéma p 3). Pour donner une échelle temporelle : le relief du Cervin doit remonter à 10/15000ans, les roches ont plutôt 1Mda et leur mise en place remonte à 50Ma. Voir coupe BB' page 3
En progressant sur le chemin vers l'E en direction du glacier, on quitte la serpentinite pour entrer dans les calcschistes identiques à ceux rencontrés à Moiry. Ils sont plus schistosés et appartiennent au couches piémontaises du crétacé sup.
Avant d'entamer la descente, on se doit de mentionner l'immensité des glaciers qui font face à nous, depuis le Mont Rose jusqu'au Cervin. La jonction des langues glaciaires est soulignée par les moraines centrales.
4.II - Descente jusqu'à la station Riffelalp.
Le Breithorn apparaît bien appartenir à la croûte océanique. Sous les roches africaines on trouve les roches d'un prisme d'accrétion. Du Weisshorn à l'Obergabelhorn tous les sommets sont africains. Sur le schéma ci dessous, la plaque africaine est bien visualisée avec le prisme d'accrétion qui se trouve en dessous vers le N. Zermatt est sur le plancher océanique juste au dessous du prisme
Pourquoi y a t il ces morceaux d'Afrique, pourquoi le Cervin est il une klippe africaine. Avec l'enfoncement de la plaque européenne sous la plaque africaine, cette dernière est passée au dessus de la marge européenne. Il y a 10 ou 20 Ma, il y avait de l'Afrique au dessus du Mont Rose et cette plaque couvrait peut être aussi le Mont Blanc. Il y a eu l'érosion et avec d'élévation due aux dômes du Mont Rose et du Mont Blanc, elle a été plus intense sur ces bosses que dans les creux comme celui où se trouve le Cervin.
Le Mont Rose appartient à la même unité que Dora Maira, les roches sont donc descendues à 80 ou 100km de profondeur comme en témoigne la présence de coésite.
Dans le prisme d'accrétion qui se trouve sous les sommets africains nommés ci dessus et sous la Dent Blanche , des écailles calcaires ou de socle ont été arrachées et forment des lentilles.
27/06/08
Montée au funiculaire de Sunnegga puis au télécabine jusqu'à Blauherd et descente en boucle jusqu'à Sunnegga.
Sur le versant du Unterrothorn, les states sédimentaires sont bien visibles avec les calcschistes et les lentilles de marbre. Derrière, au niveau du Platthorn, ce sont des quartzites . Au dessus de Zermatt sur le versant W ce sont des sédiments du briançonnais, calcschistes avec un peu de quartzite. Présence de prasinites : le prisme est juste au niveau de Zermatt qui est sur la croûte océanique est au dessus. Le Rothorn est sédimentaire : barres de marnes briançonnaises.
Les blocs que l'on trouve sur la plateforme de Sunnegga sont intéressants :
bloc vert de prasinite avec des grenats, il y a aussi des amphiboles et un peu d'épidote.
Blocs de grés argileux avec des micas et de la quartzite et des calcschistes très gréseux.
La présence de grenats et d'amphiboles est le signe d'un métamorphisme orogénique.
Les glaciers ont fortement régressé depuis leur dernière avancée en 1980, le volume de glaces qui ont disparues et considérable. Il reste de multiples moraines sans glace.
Le Rothorn est dans le prisme avec calcschistes et quartzites. Le Stralhorn fait partie de la croûte océanique, on y trouve des pillows lavas et des gabbros avec plus à gauche du briançonnais. Le piémontais est passé au dessus du briançonnais et l'ensemble plonge vers le N du fait de l'élévation du dôme du Mont Rose. Il y a en plus un pli qui complique la structure (voir plus loin).
Dans une moraine, nous trouvons des blocs de roche métamorphique: grenats et de pyroxènes (jadéite) dans des amphiboles, absence de feldspath, nous sommes en présence d'éclogites.
Panorama W de Zermatt en dessous des sommets africains. Voir les 2 schémas page 17
Plissement du briançonnais avec un pli en retour car regarde vers le S alors que le charriage alpin est vers le N. Un coin de l'Apulie a poinçonné le briançonnais ce qui a retourné le pli.
Le pli principal vers le N a 30Ma, le retour vers le S a 20Ma.
Synthèse perso : Après ce séjour dans les Alpes suisses, j'ai lu avec un réel plaisir le livre de Michel Marthaler : Le Cervin est il africain. C'est plus complet que mon compte rendu, normal c'est un pro et j'avais encore ces paysages magnifiques dans les yeux : merci Micha !