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2 Inquadramento geografico e geologico
2.1 Geografia dell’area di studio
L’area di studio è situata nella località francese di Chamrousse che si trova sulle alture a
sud-est della città di Grenoble in Francia (figura 1).
Il corpo ofiolitico di Chamrousse, localizzato all’interno del Massiccio cristallino esterno
di Belledonne, è una porzione della litosfera oceanica che si trova nella parte più alta della
valle di Romanche.
Figura 1 – Area di studio (Google Earth, 2021).
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2.2 Inquadramento geologico regionale
Il margine esterno delle Alpi centro-occidentali è costituito dai Massicci Cristallini
Esterni (EMC) dell’Argentera, di Pelvoux, di Belledonne, di Mont-Blanc-Aiguilles
Rouges e Aar-Gottardo (figura 2). Questi massicci rappresentano dei frammenti di
basamento Varisico che sono circondati da unità di copertura mesozoica e che sono stati
coinvolti nel processo di orogenesi alpina (von Raumer et al., 1999; Guillot et al., 2009).
La catena Varisica europea si è formata grazie a due eventi collisionali: il primo si è
sviluppato a partire dal tardo Ordoviciano sino all’inizio del Devoniano (440 Ma – 405
Ma) e ha dato origine alla sutura tra la placca Armonica e Gondwana; il secondo evento,
invece, è avvenuto tra il tardo Devoniano e l’inizio del Carbonifero (400 Ma – 348 Ma)
portando alla formazione della sutura tra Laurussia e Gondwana.
Le due suture sono chiaramente visibili in Spagna sino al Massiccio Boemo, mentre il
loro riconoscimento nelle Alpi occidentali è difficoltoso a causa della presenza del
Massiccio Cristallino Esterno (ECM) (Guillot, 2009).
La maggior parte della catena varisica è costituita da litotipi variamente migmatizzati che
conservano un metamorfismo da facies anfibolitica a granulitica.
2.2.1 Il Massiccio Cristallino Esterno (ECM)
Il massiccio cristallino esterno delle Alpi registra, durante il Paleozoico, la progressiva
chiusura dei domini oceanici tra le placche Gondwana, Armonica e Avalonia. In accordo
con Guillot e Ménot (2009), l’ECM è possibile suddividerlo in tre domini in funzione
delle caratteristiche litostratigrafiche e metamorfiche.
Il dominio orientale comprende la zona nord-est del massiccio di Belledonne, la zona
interna del massiccio dell’Oisans, Aiguilles Rouges e dell’Argentera; esso è caratterizzato
da rocce eclogitiche simili ai MORB ed è quindi stato interpretato come una zona di sutura
oceanica.
Il dominio centrale rappresenta, invece, la zona nord-ovest del massiccio di Belledonne,
di Grand Rousses e dell’Oisans; esso è stato interpretato come un dominio di back-arc
dell’Oceano Sasso-Turingiano per la presenza dell’ofiolite di Chamrousse (Guillot e
Ménot, 2009).
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Sulla base del suo carattere calco-alcalino, Carme e Pin (1987) proposero un'impostazione
del margine attivo per il magmatismo Devoniano-Dinantiano. In alternativa, Ménot
(2009) attribuì questo magmatismo a un'estensione continentale, basata sul cambiamento
delle rocce ignee da bimodali (origine mantello) a felsiche (origine crostale). L'evoluzione
del magmatismo suggerisce una transizione da un regime estensionale a un regime
compressivo come osservato nel massiccio centrale francese.
Il dominio occidentale, infine, consiste nella parte esterna del massiccio di Belledonne.
Esso è composto da una serie di flysch metamorfosati e strati mafici (Guillot e Ménot,
2009). L'età assoluta di questi sedimenti è sconosciuta, ma viene comunemente proposta
un'età da tardo Neo-Proterozoico al Paleozoico Inferiore.
Figura 2 – Schema semplificato geologico delle Alpi e del Massiccio
Varisico Europeo (Guillot et al., 2009).
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2.2.2 Evoluzione dell’ECM
Guillot e Ménot (2009) propongono di integrare il Massiccio Cristallino Esterno
all’interno dell’evoluzione tettonica europea paleozoica. L’evoluzione paleozoica è
caratterizzata dall’apertura dell’Oceano Reico tra il margine passivo della Gondwana e
dell’Armonica (von Raumer e Stampfli, 2008). Ciò è testimoniato dalla presenza del
complesso ofiolitico di Chamrousse che viene interpretato come un bacino di back-arc
(Guillot e Ménot, 2009).
La subduzione Varisica era attiva tra il Devoniano e il Siluriano ed è stata registrata
all’interno delle rocce eclogitiche del massiccio di Belledonne, Aiguilles Rouges e
Argentera (Paquette et al., 1989; Rubatto et al., 2001; Spalla et al., 2014). A metà
Devoniano è avvenuta una collisione continentale che ha causato l’obduzione dell’ofiolite
di Chamrousse.
Durante l’orogenesi alpina, gli ECM non sono stati coinvolti nella subduzione, ma solo
ed esclusivamente nella collisione continentale (figura 3).
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2.3 Il complesso ofiolitico
In questo lavoro di Tesi, lo scopo è quello di studiare le rocce ultramafiche provenienti
dal complesso ofiolitico di Chamrousse in Francia. Tra esse, vi sono le cromititi
depositate in corpi podiformi associate ad affioramenti di serpentiniti.
In questo capitolo, descriveremo il complesso ofiolitico partendo dalla definizione
generale sino alla descrizione del corpo ofiolitico francese.
Figura 3 – Evoluzione schematica dell’ECM in sei step durante l’orogenesi Paleozoica. Esso mostra la possibile
relazione dell’ECM con le micro-placche dell’Armonica e Gondwana. Inoltre, esso individua le due maggiori
zone di stura: quella Siluriana-Varisica e quella Devoniana-Dinantiana (Guillot e Ménot, 2009).
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2.3.1 Il termine “Ofiolite”
Il termine “ofiolite” è stato usato per la prima volta dal mineralogista francese Alexandre
Brongniart (1813) in riferimento a delle rocce verdi (serpentiniti e diabase) ritrovate nelle
Alpi. Successivamente, nel corso del IXX secolo, Steinmann ridefinì il concetto di
ofiolite, includendo anche rocce serpentinitiche, pillow lava e chert, presenti nelle Alpi.
Sino agli anni Sessanta, il termine ofiolite è stato poco usato, poi nel 1972 in occasione
della conferenza internazionale di Penrose il termine ofiolite fu definito come un insieme
di rocce mafiche e ultramafiche, dove ciò che è importante è la sequenza litologica e non
il tipo di roccia.
La sequenza stratigrafica di un “Ofiolite” è raffigurata nella figura 4 ed è dal basso al top
la seguente:
- Complesso ultramafico: consiste in rocce come
duniti, harzburgiti, lherzoliti, spesso serpentinizzate;
- Complesso gabbrico: consiste in peridotiti e
pirosseniti meno deformate;
- Complesso di dicchi mafici: corpi rocciosi
colonnari;
- Complesso mafico vulcanico, pillow lava:
particolare tipo di lava che si forma per il suo rilascio
sotto la superficie del mare.
Le ofioliti costituiscono parti di litosfera oceanica relitta che affiorano in crosta
continentale lungo le catene orogeniche. Lo spessore delle sequenze ofiolitiche è di circa
2 km, ma localmente come nel caso dell’ofiolite di Chamrousse si arriva sino a 5 km
(Carme, 1975). Il modello tettonico di formazione delle ofioliti considera sia un processo
di collisione continente-continente sia arco insulare-continente; quindi, non esiste un
unico modello che spieghi la formazione di un ofiolite.
Figura 4 – Schema stratigrafico di una
sequenza ofiolitica (Huang et altri, 2020).
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Ciò che è importante e che è anche il motivo per cui si studiano i complessi ofiolitici, è
che essi sono spesso associati a depositi minerari. In particolare, nel caso di studio,
vengono analizzate le cromititi, che sono ricche di minerali di cromo (cromite).
Infine, nella parte sommitale della sezione stratigrafica di un ofiolite possono essere
presenti giacimenti di solfuri.
2.3.2 L’ofiolite di Chamrousse
La catena europea Varisica contiene una successione di complessi mafici e ultramafici
alloctoni alcuni dei quali di origine ofiolitica.
Nella zona sud-orientale del Massiccio Centrale Francese, queste rocce mafiche e
ultramafiche sono intercalate agli gneiss metamorfosati in facies da anfibolitica a
granulitica, a formare un’unità più o meno continua (unità leptino-anfibolitico) situata
lungo una ex zona di sutura (Carme, 1975). Una continuazione di questa unità è stata
riconosciuta nell’ECM alpino, specialmente a nord-est nel Massiccio di Belledonne. A
questa unità fa parte il complesso ofiolitico di Chamrousse.
Tra i diversi massicci ofiolitici europei, quello di Chamrousse presenta delle
caratteristiche che lo rendono interessante da studiare. Esso ha una diversità litologica e
nelle sue rocce si ha una preservazione quasi totale delle strutture magmatiche.
Recenti studi isotopici sul Massiccio Centrale Francese suggeriscono per il complesso di
Chamrousse, una datazione dal Paleozoico Inferiore al Proterozoico Superiore (ca. 496
Ma – Cambriano/Ordoviciano).
Il complesso di Chamrousse appartiene alla formazione metamorfica pre-Stefaniana
dell’orogene di Belledonne. La struttura ofiolitica si estende per ca. 30 km ed è costituita
da una sequenza stratificata che include dal top alla base le seguenti formazioni (figura
5):
- Meta-cumuliti ultramafiche blasto-milonitiche e mafiche a bande (serpentiniti);
- Meta-gabbri e gabbri stratificati e tagliati localmente da dicchi meta-doleritici
(gabbri);
- Anfiboliti massive, anfiboliti stratificate (anfiboliti).
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Da questi elementi, possiamo immaginare lo scenario della storia tettonica e metamorfica
di Chamrousse e delle aree limitrofe alla catena di Belledonne. Riassumendo, gli eventi
tettonici che hanno caratterizzato questa zona sono i seguenti:
- Un oceano si è formato prima della catena ercinica;
- Una successiva subduzione il cui effetto è stata l’apertura di un bacino di back-
arc, che ha dato origine a un piccolo dominio oceanico, sede di un localizzato
versamento magmatico;
- Questo lembo di crosta oceanica basaltica e gabbrica è sfuggito alla zona di
subduzione e si è preservato all’interno di una grande piega. Quello che si osserva
oggi è solo il rovescio di tale piega.
- Successivamente, il complesso ha subito un metamorfismo intenso ca. 324 Ma
come attestano le datazioni K/Ar.
Nonostante l’assenza di rocce ultramafiche come l’harzburgite all’interno del complesso,
l’intera sequenza è stata interpretata come un ofiolite capovolta (Carme, 1973).
Il complesso di Chamrousse, sulla base della litologia, è suddivisibile in cinque zone
(figura 6):
• Zona I: consiste in una serie di rocce ultramafiche stratificate occasionalmente
tagliate da dicchi (qui sono localizzate le cromititi);
• Zona IIa: corrisponde alle serie stratificate di pirosseniti, gabbri e anortositi che
hanno subito una forte deformazione;
• Zona IIb: costituita da diversi tipi di gabbri, meno stratificati e meno deformati;
Figura 5 – Confronto tra lo schema stratigrafico semplificato di una successione normale ofiolitica e
dell’ofiolite di Chamrousse (geobalades.free.fr).
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• Zona IIIa: consiste in numerosi dicchi indeformati che tagliano i meta-gabbri e i
gabbri;
• Zona IIIb: corrisponde alla base anfibolitica del complesso dove la maggior parte
delle strutture magmatiche sono state cancellate dalla deformazione regionale.
Figura 6 – Mappa geologica del Complesso di Chamrousse. 1-zona I; 2-zona IIa e IIb; 3-zona IIIa e IIIb; 4-basamento
– serie pre-Devoniane; 5-basamento – serie Devoniano Sup.; 6- contatti tettonici maggiori; 7- contatti tettonici minori
(Bodinier, 1981).
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2.3.3 Geochimica di Chamrousse
Le rocce che compongono l’ofiolite di Chamrousse presentano sia elementi maggiori sia
elementi in traccia. La maggior parte delle rocce sono dei basalti tholeitici.
Una caratteristica geochimica del complesso di Chamrousse è data dai più alti valori nel
rapporto ���� /���� + ����
2+
nelle rocce ultramafiche della zona I (0.83-0.85), mentre i più
bassi valori (0,37-0,50) si trovano nelle rocce della zona IIIb.
Sulla base delle osservazioni petrografiche, sono state individuate tre sequenze
magmatiche che caratterizzano l’ofiolite di Chamrousse (Bodinier e altri, 1981).
Durante lo stadio iniziale, si sono formate le cumuliti della zona I e IIa, i meta-gabbri
della zona IIIa e le anfiboliti massive della zona IIIb. Queste rocce sono molto abbondanti
nel complesso e probabilmente derivano dalla fusione tra il protolite e una terra rara
leggera. La quasi totale assenza di rocce evolute e la ricorrenza dell’olivina nelle cumuliti
indica l’esistenza di una camera magmatica che è periodicamente rifornita con magma
indifferenziato (O’Hara, 1977; Church e Riccio, 1977; Clarke e Loubat, 1977; Dostal e
Muecke, 1978; Stern, 1979).
Lo stadio intermedio è stato caratterizzato dalla messa in posto della maggior parte delle
rocce della zona IIb e dalla formazione di una stretta zona di taglio con strutture
milonitiche e gabbri.
Infine, la fase finale è caratterizzata da intrusioni di dicchi soprattutto nella zona IIIa, ma
che tagliano l’intero complesso. I dicchi sono più impoveriti in LREE rispetto alle rocce
della fase intermedia (Bodinier e altri, 1981).
Quindi, il complesso ofiolitico di Chamrousse costituisce la testimonianza di un evento
magmatico avvenuto sul fondale di un oceano esistito ca. 500 milioni di anni fa.
L’inversione di polarità nella stratigrafia ofiolitica è spiegata dalla formazione di una
piega inclinata.
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