Au cœur de la chaîne alpine, tout proche de la ville de Briançon, l’on peut découvrir au cours d’une randonnée d’une journée, dans un site magnifique, quelque chose d’extraordinaire : des basaltes, sous forme de pillows-lavas. Ce sont les restes de la croûte océanique qui se trouvait alors sous l’océan alpin : la Téthys.

La découverte de la nature de la croûte océanique
Avec le programme américain Apollo, des échantillons des mers lunaires sont amenés sur Terre, mais, paradoxalement, les connaissances sur la nature du fond des océans terrestre sont parcellaires. Sous l’égide du groupement Joides (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling) est organisé le projet DSDP (Deep Sea Drilling Project) (cf. G Pautot et X. Le Pichon, 1973). Le but de cette campagne, menée avec le navire Glomar Challenger, est de vérifier, par une série de forages profonds, la nature et l’âge de la croûte océanique (que les anomalies magnétiques avaient permis de prédire). De 1968 à 1983, le Glomar Challenger réalise 1 092 forages répartis sur 624 sites. Les données recueillies lors de ces campagnes furent considérables, plus de 20 000 carottes de roches et de sédiments sont rapportées sur le pont du Glomar Challenger. C’est la mise en évidence, avec les données apportées par le paléomagnétisme, du renouvellement des fonds océaniques. Le fond des océans est constitué de basalte dont les plus anciens ont moins de 200 millions d’années (G. Pautot et X. Le Pichon, 1973). Les océans sont donc très jeunes par rapport aux continents, où on trouve des roches de plusieurs milliards d’années.
Mais, même avec ce programme de forages profonds, la théorie de l’expansion des fonds océaniques restait un phénomène « virtuel », elle résultait d’une synthèse s'appuyant sur des mesures indirectes : magnétisme, température, bathymétrie, sismographie... Il était nécessaire de réaliser une observation in situ du processus de formation de la croûte océanique dans l’axe d’une dorsale. Un travail de géologue était donc nécessaire. La première observation directe des dorsales fut menée, en 1973-1974 par l’expédition franco-américaine Famous (French American Mid-Ocean Undersea Survey). Cette expédition plongea, sur la dorsale médio-atlantique au sud-ouest des Acores, à 3 000 m de profondeur, avec deux submersibles français, le bathyscaphe Archimède et la soucoupe Cyana, et le sous-marin américain Alvin (Arcyana, 1978). Plus de 50 plongées permettront de réaliser, à plus de 3 000 m de profondeur, la première carte géologique d’un rift océanique avec la mise en évidence d’une tectonique de coulissage et la découverte de l’existence de dépôts hydrothermaux. Des pillow-lavas sont observées et sont semblables à ceux que l’on trouvent au sommet de certaines ophiolites. Dans l’atlas photographique (Arcyana, 1978) réalisé à la suite de cette expédition, les chercheurs écrivent : «  L’atlas peut être particulièrement utile à ceux qui tentent d’interpréter les roches basaltiques des séries ophiolitiques comme toit de la croûte océanique intégrée tectoniquement aux chaînes de montagne. » En 1977, dans la région des Galápagos, les Américains, à bord de l’Alvin, observent au niveau de la dorsale est-pacifique des émanations d’eau chaudes (plus de 350 °C) auxquelles étaient associées des colonies de bivalves géants. Deux ans plus tard sont découvert des fumeurs noirs, cheminées hydrothermales chargées de particules métalliques.

Les ophiolites des portions de croûte océanique
En même temps que des géologues plongent au-dessus des dorsales océaniques les connaissances sur les ophiolites se sont accrues et de nombreux sites d’ophiolites sont référencés et étudiés. En 1972, les participants de la Penrose Conference proposent une coupe type d’une ophiolite, avec de bas en haut :
- un complexe ultrabasique constitué de péridotites en proportion variable de nature harzburgite, lherzolite, dunite. Ces péridotites sont souvent métamorphisées en serpentinites ;
- un complexe gabbroïque, litée dans sa partie inférieure mais isotrope dans sa partie supérieure ;
- un complexe de filons verticaux de dolérites très tenus ;
- un complexe volcanique basique de laves en coussins (pillows lavas) ;
- des sédiments de type radiolarites associés aux pillows-lavas.

Dans un article du Bulletin de la Société Géologique de France (Juteau et al., 1973) des coupes de séries ophiolitiques situées autour de la Méditerranée orientale sont comparées. Selon cette équipe, et en se basant sur trois arguments, les ophiolites sont des lambeaux de la croûte et du manteau supérieur océanique ;
les arguments :
« -  le caractère polygénétique des assemblages ophiolitiques ;
- les relations tectoniques de ces assemblages avec les formations sialiques environnantes, indiquent que les ophiolites sont étrangères au domaine sialique ;
- le fait que les roches draguées sur les fonds océaniques actuels et particulièrement sur les grandes dorsales, présentent un éventail de faciès étroitement analogue à celui du cortège ophiolitique. »
Selon ces auteurs « les ophiolites de la Méditerranée orientale seraient des fragments de l’ancienne croûte mésogéenne qui a dû se former suivant le processus de l’expansion des fonds océaniques, mécanisme fondamental qui contrôle la naissance et l’expansion d’un océan. »
Dans ce même numéro de la S.G.F, une étude géochimique comparée entre les ophiolites et les roches de la croûte océanique, qui présentent de grandes similitudes, est réalisée (Claude Allègre et al, 1973). Trois possibilités sont proposées pour la genèse des ophiolites :
« - les ophiolites naissent sur les dorsales médio-océaniques et sont incorporées aux tectogènes par le phénomène d’obduction c’est la théorie à la mode ;
- les ophiolites naissent dans les bassins inter-arcs ;
- les ophiolites naissent sur le bord de la fosse de subduction. »
D’autres résultats de terrain et d’observation au fond des océans résolvent définitivement l’énigme des ophiolites. Ce sont des portions de la croûte océanique et comme la lithosphère océanique, elles témoignent de contextes géodynamiques variés : ride océanique, bassins marginaux, d'arrière arcs…
Les massifs ophiolitiques permettent une meilleure compréhension et complètent les observations sur les dorsales océaniques. Celle-ci sont le lieu d’expansion de la croûte océanique où le magma remonte le long d’un axe et s’épanche sous forme de basalte. La production annuelle de basalte au niveau des dorsales est estimé à 21 km^3, ce qui est beaucoup et peu si l’on songe au 60 000 km de dorsale. Cela correspond à 350 000 m³ par km de dorsale soit 350 m³ par m, soit 1 m³ par jour et par mètre de dorsale.

Les diverses ophiolites
Les géologues distinguent deux grandes familles d’ophiolites : les « Lherzolite Ophiolite Types » (LOT) et les « Harzburgite Ophiolite Types » (HOT).

Les LOT
Les LOT ont une croûte océanique réduite, discontinue, voire absente et un manteau de nature lherzolitique (péridotite à olivine, orthopyroxène et clinopyroxène dominants). Le manteau est ici souvent métamorphisé en serpentine, car la croûte mince ou absente fait que la serpentinisation qui est une transformation de la péridotite par une hydratation importante peut se produire. L'exemple actuel est la ride Atlantique, dorsale à croissance lente (environ 1 cm/an). Dans le massif du Chenaillet nous avons le type LOT.
La croûte océanique provient de la fusion partielle du manteau sous-jacent. Ces ophiolites par leur nature chimique au niveau des terres rares, par leur pétrographie témoignent du degré de fusion dans le manteau supérieur et ainsi de la nature de la dorsale. Si la fusion partielle du manteau supérieur est faible nous avions des lherzolites, en revanche, si la fusion partielle est forte nous aurons des harzburgites.

Les HOT
Les HOT ont une croûte océanique épaisse, continue, et un manteau lithosphérique de nature harzburgitique (péridotite à olivine et orthopyroxène dominants). C'est l'ophiolite de Troodos à Chypre (ou celle d'Oman) décrite à la Penrose Conference. En Oman, plusieurs milliers de mètres d’ophiolites se sont empilés, et sur environ 4 km le manteau est visible. Celle-ci est constituée d'harzburgite déformée et montrant vers le haut des intrusions de nature basique. Cette ophiolite est équivalente à ce que l’on trouve  au niveau de la ride Pacifique, dorsale à croissance rapide (environ 10 cm/an). On a de bas en haut :
- manteau (harzburgite) serpentinisée ;
- gabbros ;
- brèche (talus de débris) ;
- volcans avec des laves en coussins.

Comment les ophiolites sont sorties de l’eau
Au Trias, les Alpes sont encore inexistantes et nous sommes en présence d'une plate-forme faiblement émergée. Au Jurassique, un « océan », la Téthys, et sa croûte océanique commencent à s'installer sur cette plate-forme qui s’est ouverte. Quelques dizaines de millions d’années plus tard, au Crétacé supérieur, cet océan se referme suite à l’affrontement entre les plaques lithosphériques eurasiatique et africaine. La collision entre les deux plaques lithosphériques se produit à l’éocène. Des portions de la croûte océanique de la Téthys sont alors charriées sur le continent européen. Ce charriage est appelé également obduction par Coleman (1971).

Les ophiolites du Chenaillet
La nappe ophiolitique du Chenaillet (au sud de la station de ski de Montgenèvre) est un magnifique exemple de cette portion de la croûte océanique de type LOT héritée de l'océan « alpin » (environ 160 millions d'années).
Plusieurs itinéraires pour découvrir cette merveille : le plus connu est celui qui part de la station de Montgenèvre, en suivant le torrent de la Durance et en remontant vers ses sources. Rivière collectrice des échantillons de variolite que l’on trouve jusque dans la plaine de la Crau.

L’autre itinéraire, mon préféré :
Il démarre de la tranquille vallée de Cervières, qui borde le sud du massif du Chenaillet. Depuis Briançon, emprunter la départementale 902, en direction du col d’Izoard, haut lieu du cyclisme et du Tour de France. Après quelques kilomètres l’on arrive au village de Cervières, ou il faut prendre, à gauche, la direction « Les Fonds ». La route goudronnée monte au-dessus de Cervières, et après quelques centaines de mètres, laisse place à une piste. Celle-ci monte dans des dolomies ruiniformes où l’on a une très belle vue sur le versant opposé avec la montagne du Lasseron. La piste traverse un mur d’enceinte puis elle redescend. Après quelques centaines de mètres sur cette piste nous arrivons au site de « La Chau », (1900 m). Garer sa voiture et prendre pour monter le flanc Est du Chenaillet un sentier. Prendre le sentier de gauche. Lors de la montée nous sommes déjà dans la nappe ophiolitique. Nous traversons toute une zone importante de gabbros. Ces gabbros sont donc des roches grenues constituées de pyroxène, d’olivine et de plagioclase qui apparaissent en blanc sur les blocs altérés.

Si l’on ramasse en divers endroits des blocs de gabbros, l’on s’apercevra que la taille des cristaux est variable (de quelques mm à quelques centimètres). Sous le microscope l’on noterait que la proportion de pyroxène ou d’olivine est variable. Les gabbros présentent également une amphibole brune secondaire qui s’est développée aux dépens du pyroxène (augite) ; ce processus est caractéristique d’un métamorphisme de haute température. Cependant, ces gabbros lités et métamorphisés sont recoupés par les filons de dolérites qui ont alimentés les coulées de pillows-lavas supérieurs. Ainsi, ce métamorphisme s’est donc produit avant le charriage. C’est la caractéristique d’un métamorphisme océanique développé au voisinage d’une dorsale océanique (Kornprobst, 2000).

La taille du massif et la présence de cette superposition de gabbro témoignent que nous foulons une chambre magmatique où le magma issu d’une fusion partielle, peu importante, du manteau s’est stocké, pour ensuite monter sous forme de filon et s’épancher. En gravissant cette zone l'on dépasse le petit lac des Sarailles et on arrive à la « cabane des douaniers ». A cette cabane affleure une masse de plagiogranite intrusive dans les serpentinites. Cette roche se forme par cristallisation fractionné du magma basique à l'origine des gabbros et des basaltes.  De cette « cabane » débute le sentier géologique aménagé par le Centre Briançonnais de Géologie Alpine. C’est le chemin pour le sommet du Chenaillet (2650 m). L’ascension le long de l’arête Sud-Est du Chenaillet permet d'observer la superposition de serpentinites et de gabbros recoupés de rares filons ; le tout est surmontés par les pillow-lavas. Des panneaux explicatifs sont de bons prétextes pour faire des pauses lors de l’ascension. Il existe quelques filons mais on constate l'absence du complexe filonien dense (typique des HOT). La différence de taille des cristaux dans les filons et gabbros, roches provenant toutes deux de magma basaltique, montre que les basaltes se mettent en place lorsque le gabbro est déjà bien refroidi : cette « chambre » gabbroïque ne put servir de chambre d'alimentation des pillows qui se trouvent au-dessus.

Bibliographie
Bibliographie historique
Pour une recherche historique sur l’émergence de cette révélation sur la nature et l’origine des ophiolites, il est conseillé de lire le numéro 5 et 6 du tome XV du bulletin de la Société Géologique de France (1973).

• Arcyana (1978) (nom collectif dérivé des submersible « Archimède » et « Cyana ») : Famous. Atlas photographique de la Dorsale Médio-Atlantique : rift et faille transformante par 3000 mètres de fond. Editions Gauthiers-Villars et C.N.E.X.O.
• Claude J. Allègre, Raymond Montigny et Yan Bottinga (1973) : Cortège ophiolitique et cortège océanique, géochimie comparée et mode de genèse. B. S. Géol. De France, tome XV, pp. 461-477.
• Jean Aubouin (1973) : Des tectoniques superposées et de leur signification par rapport aux modèles géophysiques : l’exemple des Dinarides ; paléotectonique, tectonique, tarditectonique, néotectonique. B. S. Géol. de France, tome XV, pp. 426-460.
• Guy Pautot et Xavier Le Pichon (1973) : Résultats scientifiques du programme JOIDES. B. S. Géol. de France, tome XV, pp. 403-425.
• Thierry Juteau, Henriette Lapierre, Adolphe Nicolas, Jean-François Parrot, Luc-Emmanuel Ricou, Georges Rocci et Michel Rollet (1973) : Idées actuelles sur la constitution, l’origine et l’évolution des assemblages ophiolitiques mésogéens. B. S. Géol. de France, tome XV, pp. 478-493.

Pour en savoir plus :
• Thierry Juteau et René Maury (1997) : Géologie de la croûte océanique. Pétrologie et dynamique endogènes. Editions Dunod.

Pour découvrir le Chenaillet :
• Marcel Lemoine, Jean-Claude Bartéfy, Raymond Cirio et Pierre Tricart (1994) : Montagnes du Briançonnais. Promenades et randonnées. Initiation à la géologie. Editions Centre Briançonnais de Géologie Alpine et éditions du BRGM.
• Marcel Lemoine, Raymond Cirio, Gilles Pellet et Robert Keck (1995) : Le massif du Chenaillet. Montgenèvre (Alpes Franco-Italiennes). Centre Briançonnais de Géologie Alpine.
• Un CD-Rom «Stages de géologie en Briançonnais » Livret-Guide de terrain. Centre Briançonnais de Géologie Alpine.
• Carte IGN N° 3536 Briançon au 1/25 000
• Des adresses : le Centre Briançonnais de Géologie Alpine, 35, rue Pasteur, 05100 Briançon. Tél. Fax : 04.92 21 20 74. Le CBGA propose des stages de terrain.