Il y a beaucoup d’informations sur Belledonne sur le site GEOL-ALP.com.

Certaines interprétations sont en désaccord avec celles présentées par Thierry

Belledonne fait partie, pour les géologues, des massifs cristallins externes des Alpes Occidentales et pour les géographes, des massifs centraux.

Le massif de Belledonne s’étend de Séchilienne au Pas de la Coche, au-delà c’est le massif des Sept Laux. Le chaînon du Taillefer et les Sept Laux seront pris en compte dans cette étude.

Les basses pentes occidentales sont formées par la couverture sédimentaire d’age liasique à jurassique moyen : collines bordières du Grésivaudan.

Le rameau externe est composé de roches de la série satinée (séricito schistes). Le rameau interne est composé de roches de la série verte dans sa partie méridionale (amphibolites) et la série brune plus au N. Le rameau externe est discontinu au niveau de Laffrey entre le Dome de La Mure et la partie principale du rameau externe, en fait un revêtement morainique important est peut être la cause de cette discontinuité, comme le Dôme de La Mure qui est constitué de micaschistes recouverts de sédiments.

Les deux rameaux sont accolés le long du synclinal médian (SM). Le SM est souvent marqué par la présence de cargneules et de calcaires du jurassique pincés entre les deux rameaux comme dans un synclinal. Le SM est aujourd’hui appelé accident médian de Belledonne (AMB). Certains prolongent cet AMB entre le Mont Blanc et les Aiguilles Rouges mais ces aiguilles n’ont pas de point commun géologique avec le rameau externe de Belledonne.

Les deux rameaux sont accolés au N de la vallée de la Romanche et nettement séparés au S.

coupe du massif de Belledonne le long de la vallée de la Romanche

Présence au front du massif de Belledonne d’une faille verticale anciennement appelée faille de Vizille (devenue faille de Belledonne) et qui se prolonge plus au N. Il n’y a plus aucune activité sismique sur l’AMB par contre il existe un mouvement de glissement du Grésivaudan par rapport à Belledonne (faille de Belledonne dextre) qui est à l’origine des secousses sismiques ressenties dans le bassin grenoblois.

Lors de la sortie dans Belledonne nous avions vu qu’il y a trois manières d’étudier ce massif :

1 – pétrographique : c’est l’histoire des roches qui dans le cas présent remonte au paléozoïque.

2 – structurale : bloc basculé de Belledonne, histoire du mésozoïque.

3 – soulèvement d’une montagne depuis 5Ma entrant dans le contexte plus général de l’histoire des Alpes.

La plupart des roches du massif de Belledonne datent de la chaîne hercynienne (comme les Grandes Rousses et les Ecrins). Le paroxysme de l’émersion de cette chaîne remonte à la période du Viséen (fin du carbonifère inf –330 -350Ma). Le Viséen correspond à une phase de rapprochement de masses continentales provoquant l’orogenèse de la chaîne hercynienne. Le carbonifère sup (houiller) est une période d’érosion de cette chaîne. Une autre appellation de la chaîne hercynienne est la chaîne Varisque.

Les roches cristallophylliennes de Belledonne ont été métamorphisées lors d’un enfouissement ce qui a conduit à une orientation des minéraux (foliation). Ces roches ont été traversées (fissures) par des remontées magmatiques : granites ou méta granites des Ecrins et des Sept Laux. Dans les Alpes, tous les granites sont hercyniens à l’exception du massif de Adamello (Dolomites occidentales)..

La coupe de la vallée de la Romanche met en évidence des unités tectoniques hercyniennes qui se sont mises en place au Viséen (radio datation). Les premières datations de roches par radioéléments ont été faites par le physicien Rutherford, le problème essentiel qui est rapidement apparu est de savoir à quoi correspond la date obtenue. Buffon est le premier à avoir osé dire que la Terre avait un age supérieur à 10 000 ans.

Unité n° 1 : la série satinée. Elle constitue à elle seule le rameau externe, c’est une unité uniforme. Le bassin de Vizille est du lias avec son sous bassement de gypse. L’AMB passe à Séchilienne en descendant du Luitel et il se prolonge entre l’Alpe du Grand Serre et les lacs de Laffrey.

Cette série satinée est constituée de micaschistes avec une forte proportion de mica (phyllosilicates : structure en feuillets).

Rappels sur le métamorphisme : Les argiles sont des phyllosilicates et c’est l’espace entre les plans de molécules SiO₄ qui crée sa propriété d’absorber l’eau tout en étant imperméable. La chlorite et la séricite que l’on retrouve dans cette série montrent que le métamorphisme a été léger (début du faciès des schistes verts). La chlorite est un marqueur de ce début de métamorphisme (épi métamorphisme), la séricite existe avant qu’il y ait un véritable métamorphisme (anchi métamorphisme) et disparaît progressivement en début de métamorphisme faciès des schistes verts. Dans les ardoises, il y a eu une transformation conduisant à la foliation mais il n’y a pas eu de métamorphisme, il n’y a ni séricite ni chlorite. Les géologues font la distinction entre la recristallisation, transformation amenant l’apparition de nouvelles espèces minérales dans les roches concernées et la recristallinité où il y a fusion et recristallisation des mêmes espèces minérales qui constituent la roche: cas de la schistosité.

L’apparition de nouvelles espèces minérales se fait plus sous l’action de T que de P ce qui crée des recouvrements entre les domaines de présence des espèces minérales qui marquent le métamorphisme et les zones de faciès différents.

Le métamorphisme de roches cristallines est qualifié d’ortho, le métamorphisme de roches sédimentaires est qualifié de para.

Les micaschistes de la série satinée proviennent de la métamorphisation d’un ancien flysch (analyse des reliques trouvées dans ces micaschistes). Ce flysch était argileux et gréseux. Les pélites ont des faciès de grés à grain très fin. Ce flysch a subi un faible enfouissement avec l’apparition de quelques coulées basaltiques qui ont donné des métabasaltes (ortho amphibolites). Ces micaschistes ont tous une foliation déversée vers l’W. Le flysch est daté du cambrien, son métamorphisme est du Viséen.

Deux métamorphismes peuvent être identifiés, le premier métamorphisme correspondant à l’enfouissement de ces flyschs. Cet enfouissement a été suivi d’un rétrométamorphisme (second métamorphisme). La dynamique de remontée est plus rapide que l’enfouissement, il en résulte qu’une partie au moins des minéraux résultant du métamorphisme initial subsistent, il y a une sorte de fossilisation de ce métamorphisme initial. Dans un certain nombre de cas, cette remontée s’explique par des failles de chevauchement (cas du Viso descendu à 100km domaine des éclogites, grenats et de la coésite). La coésite remplace le quartz dans les conditions HP HT. Lors de la remontée vers la surface, le quartz remplace la coésite devenue instable mais il est plus volumineux et fait éclater les minéraux environnants.

Il y a dans Belledonne quelques minéraux montrant le rétro métamorphisme.

UNITE N°2 : UNITE DE CHAMROUSSE. Méta ophiolites de Chamrousse.

On retrouve à la base des amphibolites avec au-dessus des gabbros et des serpentinites. La colonne stratigraphique de Chamrousse est une colonne ophiolitique classique inversée.

Les niveaux inférieurs sont visibles à Séchilienne avec des filons plus sombres d’amphibolites et des filons clairs de gneiss leptynitiques. Il s’agit de gneiss à grains très fins dépourvu de micas qui sont d’anciens basaltes avec des filons de dolérite (ortho amphibolites) car issus de basalte. Les leptynites sont probablement des sédiments siliceux déposés entre deux coulées de basaltes ; c’est donc un para métamorphisme.

En montant vers la Croix de Chamrousse par la Combe de Casserousse, on trouve des gabbros au-dessus des amphibolites. Le basalte qui n’a pas de cristaux donne des amphibolites très compactes avec des cristaux très petits. On trouve aussi des amphibolites avec de gros cristaux qui sont des méta gabbros.

Les roches matic sont les roches basiques (magnésium et fer) et les roches ultramatic sont les péridotites. Lors du voyage en Ardèche, nous avions vu des inclusions de péridotite dans les basaltes éjectés (cascade du Raypic). A Chamrousse il s’agit de serpentinites c’est à dire des péridotites serpentinisées, l’olivine disparaît avant les pyroxènes. Au milieu de ces serpentinites on trouve un noyau de chromitite (pustules de chromite), il s’agit de cumulats apparus au fond de la chambre magmatique.

On retrouve la suite déjà présentée : péridotite appauvrie par la fusion partielle ® chambre magmatique ® refroidissement ® précipitation d’olivine ® décantation ® nouvelle roche cumulative. En haut de Chamrousse, là où se trouvent les péridotites serpentinisées et la chromitite correspond au bas de la chambre magmatique.

10/10/05

L’unité de Chamrousse est un ancien plancher océanique faiblement métamorphisé. Il est constitué d’amphibolites qui sont d’anciens basaltes recoupés de filons magmatiques. Les péridotites serpentinisées que l’on retrouve en partie haute (vers La Botte) sont des serpentinites cumulatives.

Lorsque le rift s’ouvre et met à nu le manteau sous jacent, il y a une forte baisse de la pression avec peu de variation de la température, il en résulte une fusion partielle du manteau. En classant les roches en fonction de leur concentration décroissante en silice on trouve le quartz, les roches potassiques, sodiques et calciques, les Cpx, Opx et enfin l’olivine. La roche du manteau est la lherzolite et en fonction du taux de fusion partielle elle évolue en lherzolite appauvrie, en harzburgite et en dunite selon le schéma désormais classique.

Dans le cas de Chamrousse comme pour le Chenaillet, nous sommes en présence de lherzolite appauvrie, en Oman ou à Chypre il y a de la dunite. Il existe des roches fossiles (car elles ne peuvent plus être générées aujourd’hui) qui correspondent à un taux de fusion partielle de 50% (comatite ?).

Au Chenaillet, comme au niveau de la dorsale atlantique, les modalités de variations de P et de T sont différentes de celles d’une dorsale rapide. Les observations faites au Chenaillet ne peuvent pas s’expliquer correctement avec le schéma d’une dorsale rapide type Pacifique. Dans une dorsale lente, l’accrétion est plus faible ce qui provoque une montée plus lente du magma donc une baisse de pression plus lente. Pour une baisse de pression donnée, la baisse de température est plus importante ce qui a pour conséquence une fusion partielle plus faible.

Dans le cas d’une décompression rapide par rapport à la baisse de température, la formation d’une quantité importante de magma entraîne la formation de nombreuses poches de gabbros au sein de la péridotite appauvrie, l’ensemble formant la lithosphère océanique. Le magma remonte aussi dans les fissures au sein des gabbros et de la péridotite (complexe filonien) et forme en surface des pillows lavas.

Avec une fusion partielle à 15 ou 20% soit la limite supérieure de ce qui est possible actuellement sur Terre, la lherzolite du manteau peut se transformer en harzburgite voire en dunite comme par exemple en Oman. La partie réfractaire reste liée au manteau dont la partie supérieure devient la lithosphère océanique. Le Moho passe entre les deux types de péridotite.

Dans le cas de la dorsale atlantique, les gabbros et les pillows lavas sont beaucoup plus épars, le contact direct de l’océan avec la serpentinite est le cas le plus fréquent. Le magma remonte par des fissures qui traversent les quelques zones de gabbros mais surtout dans les fissures de la serpentinite. Le Chenaillet avec ses gabbros et des fissures pleines de dolérites fait figure d’exception, le Viso est un cas de contact direct entre la mer et la serpentinite. Dans un tel contexte, où faire passer le Moho ?

A Chamrousse, le débit de vidange de la chambre magmatique est faible, le temps de séjour y est donc plus long et il y a cristallisation et décantation.

Les minéraux les plus pauvres en silice décantent en premier : olivine et pyroxènes qui forment de nouveau de la péridotite avec localement des lentilles d’inclusions métalliques (chromitite près du col de la Botte). Cette péridotite cumulative est de la werhlite. Quand le magma est épuré en fer et en magnésium, il y a décantation de cristaux de plagioclases qui donnent avec les pyroxènes et les ferro magnésiums encore disponibles des gabbros lités.

Au-dessus des gabbros lités le magma cristallise en gabbro massif

. . A Chamrousse, autour de la lentille de chromitite on trouve donc de la péridotite cumulative notamment au Col des 3 Fontaines. Il y a peu de filons dans les gabbros à Chamrousse car il y a moins de magma qui remonte, on serait donc en présence d’une dorsale lente (en anglais complexe filonien = dyke complex). Lors de la décantation, le jus magmatique devient de plus en plus acide donc plus visqueux et le magma se bloque et cristallise dans les fissures.

Les gabbros subductent et sont métamorphisés en devenant des amphibolites. Comme le métamorphisme est limité, une auréole verte d’amphibole se crée autour des pyroxènes voire un verdissement des plagioclases. Ces auréoles sont des hornblendes qui appartiennent au groupe des amphiboles, ces hornblendes se forment au détriment des pyroxènes : ce sont les méta gabbros verts de Chamrousse.

pyroxène + H₂O + tectonique ® hornblende

Les pyroxènes cristallisent vers 1000 à 1200°C, la hornblende vers 500°C. En s’éloignant de la dorsale (à P constante) la température baisse et les pyroxènes des gabbros deviennent de la hornblende : c’est un rétro métamorphisme mais il reste du pyroxène car le refroidissement l’arrête avant qu’il ne soit complet.

Vers 300°C, le même processus conduit à la formation de chlorite qui teinte de vert les plagioclases.

Les basaltes de Chamrousse ou du Chenaillet sont verts du fait de la hornblende et de la chlorite.

La série de Chamrousse est constituée d’amphiboles et de gabbros avec au-dessus des serpentinites. La limite entre cette série et celle de Rioupéroux est une vire boisée qui se voit bien dans le paysage de la vallée de la Romanche.

A Chamrousse, on ne serait pas en présence du plancher océanique de l’océan Iapétus mais d’un bassin arrière arc daté de –500Ma début de l’Ordovicien. 

Cette hypothèse d’un bassin arrière arc est justifiée par des mesures de terres rares qui permettent de faire la différence entre les MORB ( middle oceanic ridge basalte) et les basaltes des plateaux océaniques. Le contexte est identique à celui de la Corse en Méditerranée.

La subduction intra océanique est suivie d’une subduction continentale.

Un tel scénario permet d’expliquer que le métamorphisme des ophiolites soit faible, que l’érosion n’ait pas encore tout enlevé et que les ophiolites reposent sur une ancienne croûte continentale métamorphisée.

l’érosion fait son oeuvre et forme la pénéplaine ante triasique

Dans les mines de chrome du Maroc, on trouve des ophiolites de 2 Mda.

UNITES N°3 et 4: Unités de LIVET et de RIOUPEROUX (complexe plutono volcanique de Belledonne).

Ces unités se positionnent sous celle de Chamrousse. L’unité de Rioupéroux est constituée de leptynites (gneiss très clair riche en silice à petits cristaux et sans mica) et d’amphibolites.

Dans l’unité de Livet, les gneiss leptyno-amphiboliques riches en amphibolites avec des inclusions de granite sodique dont le nom est trondhjémite (diorite quartzique).

Ces unités se retrouvent de l’autre coté de la Romanche dans le Grand Galbert mais le Taillefer ne fait pas partie de ces unités.

Ces roches sont métamorphiques ortho dérivées c’est à dire que la roche initiale était magmatique, ce sont d’anciens basaltes. Par exemple les leptynites sont issues de granites à grains très fins ou de rhyolites métamorphisées. Les tronghjémites sont apparues ensuite car elles ne sont pas métamorphisées. Les roches sont datées de 350 à 400 Ma et c’est un métamorphisme d’une zone de décrochement qui a créé le magmatisme des tronghjémites.

Les formations de Rioupéroux proviennent d’un rifting continental (aussi appelé rifting ensialique, cette appellation plus ancienne se réfère à SiAl qui sont les constituants principaux de la croûte ; Mafic désigne les ferromagnésiens et NiFe le noyau terrestre) qui n’a pas été jusqu’à l’océanisation.

On retrouve à la base de ces unités la croûte continentale et les basaltes résultant des premiers amincissements de la croûte au niveau des marges. Rioupéroux et Livet étaient sur ces marges.

Le Taillefer est la suite structurale du rameau interne du massif de Belledonne au-delà de la cluse de la Romanche. Géologiquement, le massif de Belledonne va du Beaufortin jusqu’à la Matheysine alors que géographiquement il est limité par le Pas de la Coche au N et la Romanche au S.

Dans la partie NW (environ de La Morte), succession correspondant à une croûte océanique inversée, prolongation de la dalle ophiolitique de Chamrousse. Cet ensemble repose sur le socle cristallin du Taillefer, prolongement du complexe de Belledonne (vallée de la Roizonne), il présente des traces de volcanismes (spilite kératophyres) de la fin du dévonien et du début du carbonifère inférieur ; on le traverse dans la vallée de la Romanche entre les deux tunnels au-dessus de la Rampe des Commères (roche très délitée) ou en versant N du Taillefer au-dessus du lac de la Vache.

Les conglomérats ont l’age du ciment qui les compose. Ils sont aussi la mémoire de couches plus anciennes dont sont issus les galets qui les composent. L’érosion s’attaque aux couches dans l’ordre inverse de leur age (les couches superficielles en général les plus jeunes sont attaquées en premier par l’érosion). Dans une couche, les conglomérats les plus anciens sont ceux dont les débris sont les plus jeunes. Ceux du Taillefer appartiennent à la dernière phase du paroxysme hercynien. Il y a eu plusieurs phases d’érosion provoquant la création de quantités importantes de débris: le carbonifère est la plus ancienne ,elle a été suivie d’autres phases plus récentes: ceci témoigne d’un soulèvement en plusieurs étapes.

Dans les Alpes, les couches correspondantes à la production de quantités importantes de débris sont dans l’ordre: les flyschs à helminthoïdes, les grés du Champsaur ou flyschs des aiguilles d’Arves et les molasses du miocène. A ces trois phases, il faut rajouter les produits de l’érosion actuelle (quaternaire) qui s’accumule dans la vallée du Rhône.

Le Taillefer est constitué d’un détritisme plus ancien que le détritisme du carbonifère. Cette zone de conglomérats se retrouve dans le Valbonnais (sur les cartes géologiques récentes, Taillefer, Chaillol et Valbonnais sont représentés d’une couleur un peu différente), des galets provenant de chaînes plus anciennes que la chaîne hercynienne ont été retrouvés. Comme la chaîne calédonienne n’est pas descendue si bas, il s’agit d’une chaîne plus ancienne encore remontant à l’archéen (début du précambrien).

Dans les dernières phases tectoniques hercyniennes, il y aurait eu une phase de tectonique de décrochement. Les contraintes maximales et minimales sont dans le plan horizontal, des zones passent en compression (transpression) d’autres en distension (transtension). Les dernières phases de décrochement de Belledonne et du Taillefer auraient créé des bassins s’allongeant dans le sens de l’écartement (pull apart). Ce sont ces bassins qui vont recevoir les débris de l’érosion. Le Taillefer serait une mise en altitude ultérieure d’une de ces zones, phénomène intracontinental.

L’extension crustale se passe à la fin du carbonifère inf, un régime général de distension apparaît au carbonifère sup avec l’ouverture de bassins et l’apparition du granite des Sept Laux.

Le versant E du massif, au N du col d’Ornon est riche en gneiss amphibolitiques.

Ces deux massifs sont entre le col de La Coche et la vallée de l’Arc. Ils forment un ensemble assez homogène, difficilement dissociable. Dans ces massifs, on sort des amphibolites pour trouver un socle cristallophyllien type gneiss et micaschistes recoupés par du granite. Au Nord, le domaine externe ne change pas (flyschs), c’est le rameau interne seul qui change. Dans ces séries cristallophylliennes on trouve des granites, des orthogneiss et des granitoïdes.

Rappel : les granites sont des roches magmatiques plutoniques dont les constituants sont définis par des classifications.

Classification de Lacroix. Les constituants de base des granites sont le quartz, l’orthose et les plagioclases (feldspath) et le mica mais il peut y avoir bien d’autres constituants. Les granites sont riches en silice puisqu’il y a du quartz. Une roche peut aussi être riche en silice et ne pas contenir de quartz comme la phonolite. Le granite est riche en silice et sursaturé ce qui n’est pas le cas de la phonolite. Lors de la cristallisation du magma, les ferromagnésiens cristallisent en premier en prenant de la silice, puis les alcalins et s’il reste de la silice en excès elle donne le quartz.

Classification de Streckeisen. Les quantités relatives de quartz, d’orthose (feldspath potassique), de plagioclases (feldspaths sodiques et calciques) sont mesurées (ordre décroissant de d’affinité avec la silice). Elles sont reportées dans le diagramme de Streckeisen et une des zones correspond au granite.

Classification par lignées. En géochimie, les magmas sont classés par lignées en fonction du rapport (Na₂O+K₂O)/SiO_2. Trois lignées sont définies en fonction de la valeur de ce rapport: la lignée tholéïtique (dorsales océaniques), la lignée alcaline (volcanisme intraplaque et points chauds) et la lignée calco alcaline (subduction avec entraînement d’eau qui facilite la fusion et de sédiments qui apportent le calcium).

Pour les lignées alcalines ou calco alcalines, le magma qui est exempt d’alcalins se charge en alcalins lors de la traversée de la lithosphère (contamination). Lors de la subduction certains corps comme le bore agissent comme l’eau en facilitant la fusion des roches.

Granitoïdes : dans la classification de Streckeisen, ce sont les types de roches qui entourent les granites. Exemple des leucogranites de l’Himalaya très enrichis en silice et qui ne contiennent pratiquement pas de mica. Il y a aussi les granites avec des plagioclases mais sans orthose : plagiogranites.

Encore une difficulté concernant la définition du métamorphisme : les ortho gneiss sont des granites laminés par le cisaillement mais il n’y a pas de changement minéralogique et pourtant on parle bien de métamorphisme. Ces gneiss auraient subi un fort métamorphisme s’ils étaient le résultat de la transformation d’argile : para gneiss dans la zone des cata métamorphismes. Dans le cas présent ces ortho gneiss proviennent de granite et sont à la limite entre anchi et épi métamorphisme.

Les granites hercyniens des Sept Laux ont été gneissifiés à la fin de la tectonique hercynienne simultanément au plissement des couches du houiller, les autres granites de cette région non gneissifiés sont donc des granites plus jeunes. On est donc en présence de granites transformés en orthogneiss syn tectoniques lors des dernières phases hercyniennes au sein desquelles l’anatexie correspond aux ultimes phases de cette tectonique. Il y a une seconde phase, post tectonique; suite à la phase de compression il y a une phase de relaxation (sorte de fluage latéral des roches sous l’effet de la pression) accompagnée d’une érosion importante. Ces phénomènes prennent place au carbonifère supérieur avec cette forte érosion dans un contexte de végétation luxuriante entraînant la formation des bassins houillers. Ces phénomènes provoquent un amincissement de la croûte donc une remontée des couches inférieures qui subissent la fusion partielle causée par la baisse de pression. Ce magma est à l’origine du pluton granitique non gneissifié daté de la fin du carbonifère sup et du permien. Le granite des Sept Laux est une roche claire (leucocrate) à cristaux de taille moyenne localement porphyroïde

Dans les conglomérats du carbonifère sup, on retrouve des traces d’un volcanisme acide (intrusions de magma dans les couches de charbon de Villard Laté près de Briançon ainsi qu’au col de Chardonnet dans les Cerces où le charbon a été métamorphisé en graphite).

Dans la tectonique des plaques, il y a collision lorsque la subduction d’un plancher océanique sous un continent entraîne la subduction de la croûte continentale qui prolonge le plancher océanique. Il y a hyper collision lors le blocage de cette subduction entraîne la cassure de la croûte censée s’enfoncer et que les failles apparaissent provoquant des glissements au des expulsions latérales de compartiments (exemple de la MCT dans l’Himalaya).

La crête faîtière des Sept Laux depuis les lacs jusqu’au col du Merlet est taillée dans les gneiss amphiboliques.

Belledonne s’est formé dans un bassin arrière arc de Thétys, le bassin principal et sa dorsale étant plus à l’W (Massif central ou Bretagne).

Cambrio ordovicien : formation de Chamrousse et de la zone d’Allevard : secteurs avec des distensions continentales aboutissant à un domaine océanique

Siluro dévonien inf : période sans trace tectonique significative, la zone de Belledonne correspond à une marge passive

Dévonien moy et sup : première phases de la tectonique hercynienne .

Au niveau de la marge un domaine an orogénique (distension) donnera les secteurs de Rioupéroux, Gavet et Livet.

Une ceinture constituant un domaine orogénique actif avec la structuration de Allevard et de Rochetaillée.

Limite dévonien carbonifère :

Toutes les formations impliquées dans l’orogenèse sont métamorphisées sauf le Taillefer

Fini à tardi viséen (phase sudète)

Ecaillage interne et juxtaposition de différentes formations par chevauchement puis décrochement. Ces derniers entraînant la formation de granite. Le décrochement est contemporain de la structuration de la série du Taillefer. Les 2ièmes granites recoupent les 1ers en les réchauffant : métamorphisme HT de contact : diffusion thermique à la pression environnante faisant apparaître un minéral spécifique : la cordiérite.

06/03/06

L’AMB correspond cartographiquement à un contact anormal entre les rameaux internes et externes.

Cet AMB se prolonge au N entre le massif du Mont Blanc et les Aiguilles Rouges a la grosse différence que ces dernières sont formées de gneiss et de granite ce qui n’a pas de rapport avec la série satinée du rameau externe de Belledonne (flyschs métamorphisés). Deux domaines paléogéographiques différents ont été mis en contact par la tectonique.

Cet AMB forme un creux au centre de Belledonne et des sédiments dans cette partie déprimée ont conduit à interpréter cet accident comme un synclinal.

Sur le plateau matheysin, l’AMB vient du col du Luitel et de Séchilienne et il disparaît ensuite sous les calcaires du Grand Serre. Cependant, entre l’Alpe du Grand Serre et les lacs de Laffrey, la vallée de la Roizonne et le bassin qui est large séparent les deux rameaux de Belledonne. Au Tabor, au lieu dit la Chinarde, carrière dans les péridotites serpentinisées (mêmes péridotites serpentinisées qu’au Col des 3 Fontaines) où une colonne de Fourvière a été prélevée. Le Taillefer appartient au rameau interne.

Ces deux blocs basculés hercyniens ont rejoué au jurassique et le serrage a entraîné le plissement des séries sédimentaires. Il y a aussi des lambeaux de dolomie à Chamrousse, au col de Merdaret vers Fond de France (sédiments pincés), par contre il y a certaines zones sans traces de sédiments comme au N des Sept Laux alors que l’on en retrouve encore plus haut au col de Balme au fond de la vallée de Chamonix. (rappel concernant les nappes helvétiques dans cette zone qui sont un remplissage sédimentaire qui lors du serrage entre les massifs du Mont Blanc et des Aiguilles Rouges ont été expulsées en position péri alpine.

L’AMB correspond donc à l’accolement au Viséen sup. de deux rameaux d’origines différentes et il a été remobilisé au jurassique.

Il se pose la question de savoir pourquoi on retrouve des sédiments dans certaines zones seulement.

Hypothèse 1 : il y a eu des sédiments tout le long de l’AMB mais il n’est plus visible car il a été soit érodé soit caché par un chevauchement.

Pour que l’érosion soit la cause de ces différences, il aurait fallu des différences d’efficacité importante de l’érosion des parties hautes (plusieurs centaines de métres) où l’on retrouve ces sédiments entre des zones assez proches comme la Matheysine, Chamrousse, le Merdaret. Le profil actuel de la chaîne ne présente pas de trace d’une telle érosion différentielle.

Le pendage des blocs basculés concernés ne permet pas d’envisager qu’ils aient rejoué au serrage. Il pourrait donc y avoir eu chevauchement à la place de cette reprise d’activité des failles et le socle devenant chevauchant aurait complètement caché les sédiments dans certaines zones de l’AMB. Aucun affleurement n’a été retrouvé dans un des nombreux ravins de ces zones ( le chevauchement de la Meije pourrait être un exemple maximum car la région n’a pas connu des condition justifiant un chevauchement aussi important mais la vallée de la Romanche entaille suffisamment le massif pour montrer les couches sédimentaires chevauchées).

Hypothèse 2: Il n’y a jamais eu de continuité des dépôts de sédiments et on ne retrouve pas de sédiments dans certaines zones car il n’y en a jamais eu.

Lors du cours sur la tectonique de la région de Bourg d’Oisans, l’hypothèse forte avait été avancée d’un épisode de décrochement au niveau de la faille avant le basculement des blocs, des indices similaires étaient présents dans d’autres zones comme le Golfe de Suez. Un tel épisode de décrochement au niveau de la faille a pu créer des petits bassins losangiques responsables d’une sédimentation fractionnée le long de l’AMB

Lors des études géologiques en préparation du percement d’un tunnel (exemple de l’ancien projet de liaison Romanche Isère sous Belledonne) des études hydrogéologiques sont faites pour identifier les sources profondes qui pourraient être coupées par le percement. L’eau d’une source profonde se caractérise par une température et un débit très constant tout au long de l’année et par une forte résistivité (faible minéralisation). En bordure de Belledonne, il y a eu des glaciers qui descendaient jusqu’au glacier de l’Isère et on retrouve des gradins de confluence souvent creusés d’une gorge de raccordement du torrent issu du glacier, la tectonique a ensuite (ou en même temps) soulevé Belledonne : exemples de Revel et St Mury.