30/09/04

I – Crêt de la Perdrix – Vers la Cime du Gondran

Présence de roche rouge intercalée entre des calcaires métamorphisés (marbre). Cette roche a un aspect schisteux avec des zébrures blanches de quartz.

Il n’y a pas de différence entre les roches rouges ou vertes, la différence de couleur ne fait que traduire une différence d’oxydation du fer.

Avec un très fort grossissement, des coquilles (tests) sont visibles, les organismes concernés sont unicellulaires : les radiolaires et la roche est une radiolarite. Ces organismes existent toujours dans les mers.

Les tests sont siliceux et la roche est une roche sédimentaire siliceuse d’origine biologique. Son aspect est proche de celui de l’argile.

Pour créer cette roche il a fallu une très forte concentration de radiolaires ; 2 logiques possibles.

• Seuls les tests se sont déposés. Par exemple dans de grands fonds au-delà de la CCD ce qui expliquerait l’absence de calcaire (estimé entre –2000 et –4000m dans le cas présent). Cette hypothèse pose problème car il y a du calcaire (pélagique blanc du jurassique supérieur) au-dessus et au-dessous et une remontée du plancher est peu probable.
• Une très grande quantité de radiolaires. Une telle prolifération pourrait être liée à des sources hydrothermales libérant beaucoup de silice dissoute. Des témoins de telles sources ont été retrouvées dans le Chenaillet.

Au col, présence de calcaires siliceux bruns et schistes noirs avec des bancs calcaires. En dessous, affleurement du complexe ophiolitique (III).

Dans la péridotite les pyroxènes fondent avant les olivines, ils sont plus riches en silice. La péridotite est donc appauvrie en silice au niveau de la dorsale. Dans les Pyrénées, la péridotite n’est pas appauvrie, il n’y a jamais eu de dorsale. En refroidissant, le magma donne beaucoup de péridotite, il n’y a pas de cumulats (cristallisation fractionnée) au Chenaillet, par contre, il y en a eu à Chamrousse. Le magma issu de péridotite n’est pas saturé en silice, il donne donc des plagioclases mais pas de feldspath potassique ni de quartz. Dans les gabbros, il peut avoir de l’olivine : troctolite.

Si le magma remonte sans cristalliser, formation de pillows lavas. La dorsale du Chenaillet donnait beaucoup de pillows lavas, elle était probablement du type pacifique.

La trilogie lave en coussins + gabbro + péridotite est caractéristique d’une dorsale.

Cette roche est au fond d’une dépression, c’est une roche altérable.

Présence de grosses paillettes, on voit donc certains éléments constitutifs isolés dans une matrice noire, mais c’est une erreur de croire qu’il s’agit magmatique volcanique. Avec une loupe puissante ou au microscope on peut voir que la masse noire est cristallisée en fines paillettes mais ce serait aussi une erreur de croire qu’il s’agit d’une roche magmatique plutonique. En effet ces paillettes sont de la serpentine, minéral qui ne peut pas être obtenu à partir d’un magma. Cette roche provient de l’hydratation sous P et T élevées de l’olivine, c’est une serpentinite.

Avant d’être transformée cette couche était une péridotite (péridotite serpentinisée). L’analyse en laboratoire a montré que dans le manteau cette roche était une lherzolite et au Chenaillet beaucoup de CPx ont disparu par fusion partielle, il s’agissait donc bien d’une péridotite appauvrie.

Cette péridotite a été métamorphisée par cisaillement entre la croûte terrestre et l’asthénosphère en présence d’eau.

L’arête est déchiquetée ce qui dénote une roche dure. Cette roche a un fond blanc avec des cristaux plus ou moins rectangulaires disposés au hasard. La partie blanche est constituée de plagioclases et la partie noire feuilletée de pyroxènes. Cette roche est un gabbro provenant d’une chambre magmatique à environ 1000°C.

Certaines de ces roches sont plus sombres. Il s’agit de gabbros chloritisés. Cela ne peut pas être dû au métamorphisme général car toute la montagne du Chenaillet aurait été concernée. La chlorite apparaît à 300°C et à basse pression. Dans le cas présent il s’agit d’un métamorphisme local lorsque le gabbro refroidit et atteint 300°C en présence d’eau parvenant au travers des fractures dans le plancher océanique. Il y a altération des gabbros par transformation du pyroxène en chlorite. C’est cette eau chaude qui remonte ensuite et donne naissance aux fumeurs noirs (sources hydrothermales). Sur le terrain ces roches sombres forment un filon qui correspondrait bien à une fracture.

Plus haut dans le chaos, présence d’une roche au milieu dans le gabbro. Les cristaux de cette roche sont microscopiques → micro gabbro (diabase, dolérite). Il a donc eu un refroidissement plus rapide d’une partie du magma. En fait, il y a eu fracture dans le gabbro et suite à une réalimentation de la chambre magmatique, remontée de ce magma dans la fissure : dyke.

Le microgabbro paraît plus sombre alors qu’il a la même composition que le gabbro qui l’entoure : c’est un effet d’optique qui donne la prépondérance aux petits grains sombres.

Dans un rocher de gabbro, présence d’un cristal de feldspath plagioclase de 20cm (pegmatite). Un polycristal (macle multiple) a pu apparaît suite à un état de surfusion dans le magma (poche avec manque de germe de cristallisation).

Le magmas passe dans les fissures des pillows précédents.

Dans les espaces libres entre les pillows lavas, des débris de verre volcanique comblent le vide : haloclastie. Les pillows lavas observés sont à l’endroit car ils présentent les formes convexes au dessus et avec le pédoncule situé dans la concavité est en dessous.

Des stries sont visibles sur les pillows lavas, elles correspondent à l’extrusion de la pâte au travers de la fissure. Ces pillows lavas sont datés de –150/160Ma.

Sur la surface du pillow ( le cortex) pâte grise avec phénocristaux blancs (pustules d’albite - variolite de la Durance). Les fissures en surface lui donne l’aspect de croûte de pain. Au cœur, pâte grise plus claire de basalte.

Tous ces éléments forts font du Chenaillet un vestige de plancher océanique. Ce sont donc des phénomènes intercontinentaux qui ont conduit le Chenaillet à 2600m d’altitude. La suture ophiolitique montre bien que deux marges sont concernées.

Le Chenaillet est le seul reste dans les Alpes de dorsale océanique qui n’ait pas subi de métamorphisme. A Chamrousse, il reste les vestiges métamorphisés d’un Chenaillet mais concernant le cycle hercynien.

Affleurement d’épidotite, présence de cristaux. La roche de péridotite serpentinisée est recoupée par des filons blanchâtres de calcaire ophicalcites. C’est de la calcite d’origine hydrothermale qui est remontée dans des fissures.

Il est à noter que dans cette zone, il y a contact direct entre le plancher océanique d’ophiolites et la mer sans couverture par des gabbros, des pillows lavas ou des débris de pillows lavas, ceux ci se trouvent de chaque coté.

Interprétation :

Vue d’une falaise de pillows lavas. La tectonique a provoqué un basculement de 90°.

A –80Ma, la subduction peut avoir débuté au niveau de la dorsale ou à proximité du raccordement du plancher océanique sur les croûtes continentales (points faibles mécaniquement parlant) et c’est la plaque européenne qui s’enfonce sous la plaque africaine : subduction intra océanique suivie par la subduction de la croûte continentale eurasienne. Dans ce cas il y a obduction de la marge continentale africaine qui passe au dessus de la plaque eurasienne.

Quelques lambeaux du plancher européen ont été métamorphisés et sont remontés : Mont Viso et le Queyras.