Col de l’IZOARD Vallée du GUIL.

Le nom de Queyras vient de la peuplade celto ligure Quariate (environ 1500 ans avant notre ère). Les romains soumirent cette peuplades et lui octroyèrent une certaine autonomie sous l’égide d’un Préfet romain dont la résidence était les Escoyères. Le nom d’Aiguille signifie les eaux du Guil.

I – Col de l’Izoard.

D’un point de vue géologique, les deux versants du col de l’Izoard sont dans le briançonnais jusqu’au Guil, au delà ce sont les domaines piémontais et liguro piémontais. Pour mémoire, les Alpes internes comprennent le briançonnais et le sub briançonnais.

Les parties de plancher océanique qui sont visibles dans le Queyras ont subi la subduction et sont métamorphisées. La couverture sédimentaire de ce plancher a été métamorphisée en schistes lustrés.

Depuis le col de l’Izoard, vue vers le N sur le Chenaillet, le Laseron, les Cerces et le Thabor.

Le Queyras se divise d’un point de vue pétrographique en deux zones : la zone des calcaires dolomitiques des falaises du bas Queyras et la zone des schistes lustrés du haut Queyras. Un autre découpage du Queyras peut être fait d’un point de vue tectonique : à droite du col de Furfande les nappes de charriage sont calcaires et déversées vers l’W, à gauche du col elles sont déversées vers l’E. Les nappes déversées vers l’E les plus proches du col de Furfande sont calcaires puis au delà de schistes lustrés, nous sommes en présence de rétrocharriages. L’axe de symétrie séparant les nappes déversées vers l’W (charriage) et vers l’E (rétrocharriage) passe par les cols des Ayes, de Furfandes et de Sérenne.

Les rétrocharriages sont particulièrement importants dans cette zone car le massif de Pelvoux Ecrins est un obstacle important au charriage proéminent vers l’E : les nappes de charriages n’ont pas pu se déverser comme au N et au S de ce massif et la forte poussée a provoqué ces rétrocharriages (figure ci dessus).

Coupe du col de l’Izoard

Les calcaires du piémontais sont rétrocharriés sous les couches charriées du briançonnais fig ci contre).

Le gypse du col de l’Izoard est une évaporite (ce n’est pas toujours le cas par exemple le gypse du mont Eynard n’est pas une évaporite).

II – CASSE DESERTE.

La nappe du Clot de la cime a chevauché la nappe de Cote Belle et entre les deux nappes il y a une couche de gypse. Les circulations d’eau ont dissout le sulfate de calcium en donnant des eaux séléniteuses qui ont dissout la dolomie. La calcite a reprécipité dans les fentes mais le sulfate de magnésium beaucoup plus soluble a été entraîné: formation de cargneules (roche calcaire avec des nodules de dolomie entourés de calcite). L’érosion a ensuite retiré préférentiellement les couches de gypse faisant apparaître les pinacles et la gélifraction a provoqué l’éclatement des roches et permis la formation de la Casse déserte. Cette gélifraction s’est étalée sur les 10000 dernières années. (Voir photo)

Casse déserte

III – CEILLAC.

Au fond de la vallée carrière romaine dans le massif de Cristillan : marbre vert qui est de la serpentinite.

Vers Ceillac, présence de quartzite sédimentaire (gré).

Coupe au N de Ceillac, la zone des écailles de Ceillac est une zone de transition où les pendages ne sont pas toujours tout à fait renversés.

IV – MAISON DU ROI.

Au niveau de la centrale d’Eygliers les bancs de roches grises sont très plissés avec des filons de calcite: ce sont des calcschistes de calcaire planctonique du crétacé. Ils sont apparus dans le briançonnais dans une phase de mer profonde. De l’autre coté du Guil, un talweg permet bien de voir les couches de dolomies jaunes du trias au dessus des calcschistes du crétacé.

Au delà du tunnel en descendant vers Guillestre.

De l’autre coté du Guil, une vire apparaît clairement au dessus d’une couche de quartzites et sur cette vire une nappe de dolomie de 40 à 50 m d’épaisseur, elle est du trias inf. On n’est pas en présence d’une inversion mais d’une lacune (la couche de dolomie a été érodée et disparaît vers l’E). Les dolomies du trias s’intercalent entre les quartzites et les calcschistes. En haut, on retrouve au dessus de ces derniers la dolomie du trias: chevauchement de la nappe d’Assan qui est donc une nappe allochtone.

Les grés contenant une quantité significative de feldspaths (>25%) sont des arkoses, les grés contenant une quantité significative de micas sont des psammites.

On est en présence d’un anticlinal (couches les plus vieilles à l’intérieur), on parle d’anticlinal de nappe car un bombement a suivi le dépôt.

Entre les deux tunnels.

Parking entre les deux tunnels et avancée sur un chemin hors du tunnel aval pour voir le fond des gorges du Guil. Bombement très visible en partie basse de roches rouges et vertes sous la quartzite. Ces rouges sont partiellement cristallisées, les cristaux y sont répartis sans ordre ni orientation : roche magmatique volcanique. Les cristaux blancs sont des feldspaths potassiques : une rhyolite datée du permien (secondaire) donc antérieur au trias.

Nous sommes en présence d’une unité correspondant à un épisode volcanique probablement intraplaque.

Les principaux épisodes volcaniques retrouvés dans les Alpes :

Marbre de Guillestre

Fossiles dans le marbre de Guillestre

Mine d’amiante : L’amiante est une forme d’altération de la serpentinite ou des amphiboles. L’amiante était plus intéressante pour ses propriétés ignifuges qu’isolantes. L’amiante de cette mine est appelée chrysotile (ou crysotile). Elle se présente sont forme de blocs de serpentinite avec des filons d’amiante : aspect hydrothermal de la transformation de la serpentinite en amiante (voir photos).

Amiante

Cristaux de chrysolite

Demoiselle coiffée.

Thierry a répété les explications qu’il avait donné lors de la balade sur le plateau matheysin à savoir que le chapeau, quand il existe, n’est pas à l’origine de la formation de ces cheminées. Elles se forment dans les terrains sablo argileux des moraines glaciaires quand des remontées d’eau par capillarité provoquent une induration qui rend le sol plus résistant que les terrains environnants. Le chapeau (un gros bloc de gabbro dans le cas présent, a stoppé la remontée capillaire qui sinon se serait poursuivie jusqu’à la surface. Dans la vallée de Péas nous avons vu de loin des demoiselles non coiffées qui n’ont pas nécessairement été décoiffées. (Voir photo)

Demoiselle coiffée vers St. Veran

Saint Véran

Sur la route de la Chapelle de Clausis, une ancienne carrière de marbre vert aussi appelé marbre antique par les marbriers. Il s’agit d’une serpentinite verte contenant des filons de calcite (ophiocalcite). Cette carrière est une enclave ophiolitique dans les schistes lustrés dans laquelle on trouve aussi l’ancienne mine de cuivre. Elle aurait été exploitée jusqu’au XIXe siècle.

Marbre vert

Le cuivre se trouve sous forme de cuivre natif transformé par les intempéries en carbonate hydraté d’un vert caractéristique (malachite). Dans les fissures de la serpentinite on trouve aussi un sulfure de cuivre et de fer appelé bornite.

Le plancher océanique avait été recouvert de sédiments siliceux (radiolarite) qui ont subi le métamorphisme de subduction et ont donné de la quartzite. Dans cette zone, les schistes bleus se sont transformés en amphiboles: glaucophane (aiguilles alignées d’un bleu très foncé), quelques grenats sont visibles mais il n’y a pas d’éclogites, le métamorphisme n’a pas été assez fort.

Les bouts de cuivre natif que l’on trouve (couleur vert du cuivre hydraté) fragments qui se tordent facilement sans casser sont de cuivre natif d’origine hydrothermal synocéanique.

Le gisement de cuivre de St Véran semble avoir été exploité depuis l’époque romaine (pièce ancienne retrouvée à proximité). Les galeries étagées commencent au dessus de la route, la plus élevée se trouve à 2439 m. La mine connut une certaine activité de 1921 à 1932, abandonnée puis reprise en 1939. Elle fut fermée en 1940, l’exploitation reprit après la fin de la guerre pour 4 à 5 ans.