La petite Région Autonome du
Val d'Aoste, dans la partie des Alpes Italiennes située entre
les Alpes Grées
(Grand Paradis) et la chaîne Pennine (Cervin), fournit la plus
importante
production mondiale de marbres verts, largement diffusés dans le
monde sous les
noms de Verde Alpi, Verde Patrizia, Verde
Issogne, Verde Aver, Verde Frayé, Verde Issorie, Verde Gressoney,
et
quelques autres roches ornementales (gneiss à grenats Verde Montey, pierre de Cogne, lauses de Morgex).
Les "marbres
verts" sont constitués de serpentine et présentent un
aspect bréchique,
avec des blocs verts plus ou moins sombres entourés de filonets
blancs ou vert
clair. Ce sont en réalité des roches silicatées
magnésiennes, provenant du
métamorphisme de roches ultrabasiques (péridotites) ; ces
roches sont des serpentinites. Bien
que les serpentines soient des minéraux tendres, les blocs
doivent être sciés à la grenaille à cause de
la présence de minéraux plus durs.
D'autres régions des Alpes
italiennes produisent des serpentinites, comme Cesana Torinese et
Acceglio au
Piémont, Gènes (Polcevera) et Levanto dans les Apennins ;
les anciennes
carrières de Toscane, citées par Dumon (1971-1974) sont
abandonnées. La France
en a extrait dans les anciennes carrières
de Savoie (Longefoy, Bessans, Termignon), du Queyras (Saint
Véran et
Maurin), et de Corse (Verde Stella d'Erso et Vert du Bevinco), toutes
situées
dans la même zone d'affleurements des Schistes Lustrés
alpins.
Le principal concurrent des
marbres verts du Val d'Aoste est la Grèce, surtout avec
l'île de Tinos et
accessoirement la Thessalie, la Turquie (Maden, rouge ressemblant au
Rosso
Levanto), la Norvège (Lilleberg),
l'Inde, Taiwan (Yuli green), le Japon et Cuba. Le Guatemala
produit même
un "Vert Gressoney" !
Le Val d'Aoste est la plus
petite province de l'Italie, avec 3262 km2 et
environ 150 000 habitants seulement.
Géographiquement elle correspond au bassin de la Doire
Baltée (Dora Baltea) et
de ses affluents, alimentés aujourd'hui par la fusion des
glaciers alpins, et
profondément creusés aux époques glaciaires. Un
cirque de montagnes célèbres
entoure le bassin : Chaîne Pennine
au
Nord, avec le Mont Rose (4633 m) et le Cervin (4478 m), massif du Mont
Blanc à
l'Ouest (4810 m), Massif du Grand Paradis (4061 m) au Sud. La difficile
traversée
des Alpes a longtemps isolé les valdotains de la Suisse (col du
Grand Saint
Bernard, 2473 m) et de la Savoie (col du Petit Saint Bernard, 2188 m),
aucun
tunnel ferroviaire n'a été percé ; c'est seulement
le tunnel routier du Mont
Blanc (1965), qui l'a relié avec la vallée de Chamonix,
et celui du Grand Saint
Bernard avec le Valais suisse.
Fig.
1 - La vallée de Gressonay
Les premiers emplois connus
des roches du Val d'Aoste sont les haches en jadéite, produites
dans la vallée
de St Marcel, et retrouvées au Valais. Les romains tentent au
IIe siècle avant
J.C. de pénétrer la vallée en vue d'établir
des voies transalpines : ils se
heurtent à la population des Salasses, qui prétendaient
imposer des péages ;
Auguste ordonne une campagne qui se
termine
par la vente de 36000 Salasses comme esclaves (-33). Il fait
construire, au
carrefour stratégique des vallées conduisant au Grand et
au Petit Saint
Bernard, la ville fortifiée d'Augusta
Pretoria (devenue Aoste) avec une enceinte rectangulaire de 566 x
730 m
; l'extérieur des murs est
revêtu de
travertin extrait de la Doire Baltée. Les principaux monuments
(Portes,
Théâtre...) sont construits en conglomérat à
ciment siliceux, provenant
également du Quaternaire de la Doire, avec des revêtements
en calcschistes de
Villeneuve. Cette dernière pierre sert également au
dallage des rues et à la
gravure de plaques. Dans les maisons les plus riches, des marbres
polychromes
d'importation sont employés en dallages. Une voie dallée
accessible aux chars,
avec des ponts de pierre, franchit le petit Saint Bernard, le passage
du Grand
Saint Bernard est dallé.
Après les premières
invasions (Ostrogoths, Lombards), le Val d'Aoste appartient aux
royaumes
mérovingiens, à l'Empire de Charlemagne, puis au Royaume
de Bourgogne ; vers
1204 il passe aux contes de Savoie, et restera lié à la
Maison de Savoie
jusqu'à la chute de la Monarchie italienne en 1946. De la fin du
Moyen Age
subsistent de nombreux châteaux féodaux (112) construits
en pierres locales. A
cette époque la vallée était renommée pour
ses exportations de meules à grains
vers la plaine du Pô, elles étaient commercialisées
à Vercelli. De nombreuses
églises romanes sont construites, qui souvent réemploient
des blocs romains ;
quelques chapiteaux sont sculptés en marbre (cloître de
Saint Ours), mais
l'ornementation des églises fait surtout appel aux sculptures
sur bois.
En 1563 les ducs de Savoie
transfèrent leur capitale de Chambéry à Turin, et
s'efforcent de rogner les
privilèges locaux, tels les exemptions d'impôts. La France
envahit la
vallée sous Louis XIV en 1691 et
1704-1706. On mentionne au XVIIIème siècle
l'exportation de récipients en pierre ollaire. Sous la
Révolution, les
troupes françaises sont arrêtées par les troupes
piémontaises en 1794, jusqu'à
ce que Bonaparte soit nommé à la tête des
armées : en 1796 le roi de Piémont
est contraint de céder Nice et la Savoie. Au printemps 1800
Bonaparte, en route
vers Marengo, franchit le Grand Saint Bernard avec son artillerie et
repousse
les autrichiens malgré la formidable défense du Fort de
Bard. Redevenus
piémontais, les valdotains doivent défendre leur langue
contre les tentatives
d'imposer l'italien. L'industrie du fer se développe à
partir de centaines de
mines de magnétite (associée aux serpentinites),
jusqu'à ce qu'elle soit mise
en difficulté par la politique libérale de Cavour, et par
la déforestation
qu'elle nécessite. La mine de Cogne était la plus
importante, et n'a cessé sa
production qu'en 1979.
Au tournant du siècle, une
voie ferrée est construite entre Aoste et Ivrea (1886),
favorisant l'immigration
italienne, des routes établies dans les cols alpins (Petit St
Bernard en 1872,
Grand St Bernard en 1905). Des usines hydroélectriques
s'installent sur tous
les sites convenables, le tourisme débute
avec les villes d'eaux (Courmayeur, Pré Saint Didier,
Saint Vincent) et
la pratique du ski se développe après 1918. Le
régime fasciste tente
l'éradication totale du français ; à sa chute
quelques mouvements réclament le
rattachement à la France, mais De Gaulle, sans penser au
creusement possible du
tunnel du Mont Blanc, trouve la région trop isolée.
Le statut de Région Autonome
date de 1948 : il établit un Parlement Régional, un
Président de Junte
Régionale, qui choisit se assesseurs (ministres). Il existe une
douzaine de
patois locaux, proches du patois savoyard (à l'exception du
patois germanique
de la haute vallée de Gressoney) ; français et italien
sont les deux langues
officielles régionales.
L'agriculture de montagne,
qui permettait jadis la subsistance de la population, avec des villages
habités jusqu'à 2000 m
d'altitude, est
en déclin du fait du morcellement de la propriété;
elle est remplacée par un
tourisme très actif, avec de nombreuses stations de ski et de
montagne, dont
les plus célèbres sont Courmayeur, Breuil-Cervinia,
Gressoney-La Trinité,
Cogne...
Ce n'est qu'au début de ce
siècle que sont mentionnées les premières
carrières de marbres verts : en 1929
on citait une carrière à Arvier et une autre à
Châtillon. Le développement de
la production s'est intensifié après la seconde guerre
mondiale.
2 - Géologie
Le Val d'Aoste se trouve en
plein coeur de la chaîne alpine, où se sont
empilées des nappes d'origine
variées, ayant subi plusieurs phases métamorphiques ;
très schématiquement l'évolution
des Alpes se résumer en trois
phases :
-
écartement entre le
Continent européen et le Continent Adriatique ou Apulien
situé sous la plaine
du Pô et l'Adriatique, qui crée un bras de mer
appelé Téthys. Cette extension
étire la croûte continentale et finit par créer un
fond de nature océanique.
- rapprochement des deux
continents : la croûte océanique disparaît en grande
partie (subduction) sous
le Continent Adriatique, jusqu'au moment où l'océan de la Téthys est complètement
refermé.
- le rapprochement se
poursuivant, les deux continents s'affrontent directement et se
chevauchent, la
plaque européenne passant en partie sous la plaque Adriatique.
Il ne reste de
l'océan de la Téthys que quelques fragments de
croûte océanique, dispersés dans
des nappes (surtout la nappe piémontaise des Schistes
Lustrés), qui constituent
les lambeaux ophiolitiques d'où sont extraites les serpentinites.
Fig. 2
- Schéma structural
Fig. 3 - Situation des carrières
Fig. 4 - Deux coupes à travers
les Alpes, passant par le Val d'Aoste, d'après Pollino et al.,
in Roure (1990)
2.1 - Les nappes alpines
D'Ouest en Est, les Alpes
sont divisées en diverses zones
paléogéographiques, ayant chacune une évolution
stratigraphique particulière au cours du Secondaire et du
Tertiaire, et
correspondant souvent à des unités structurales
différentes. Presque toutes ces
zones traversent le Val d'Aoste.
- la zone dauphinoise (appelée helvétique
en
Suisse) représente la marge européenne ; le socle
hercynien forme les Massifs Cristallins Externes, dont
l'exemple est le Mont Blanc (formé de gneiss et de granites
chloritisés jadis
appelés "protogine").
- la zone de Courmayeur-Sion
(zone valaisane en Suisse, sub-briançonnaise
en France) est une
plateforme avec des récifs et des brèches
d'écroulement au Lias et au Dogger
(sans doute la bordure de la plateforme briançonnaise), puis des
argiles noires
avec des coulées volcaniques (roches vertes du Versoyen)
traduisent une accentuation de l'extension
au Crétacé
inférieur. Cette zone en partie métamorphisée, a
enregistré la première phase
tectonique alpine au Crétacé supérieur.
- la zone briançonnaise (ou
pennique, du nom du dieu celtique Penn qui était
vénéré au Grand
Saint Bernard) a un socle hercynien, incluant des bassins houillers,
formant
les Massifs Cristallins Internes,
comme ceux de la Vanoise, d'Ambin et du Grand Paradis, puis une
sédimentation
marine peu profonde du Trias au Lias, avec ensuite une émersion
au Dogger. Le
Malm est formé de calcaires pélagiques (marbres de
Guillestre), le Crétacé
inférieur est absent, le Crétacé supérieur
comporte de nouveaux calcaires
pélagiques, auxquels succède un flysch noir
éocène. Schématiquement la zone
briançonnaise est restée une plateforme peu profonde ou
émergée du Trias au Dogger,
qui s'est enfoncée sous la mer alpine au Jurassique
supérieur. Elle chevauche
les zones précédentes le long du Front
Pennique, et forme les klippes des Préalpes de Suisse, mais
se trouve
également renversée vers l'Est (rétrocharriage).
- la zone piémontaise
représente la partie la
plus profonde de la mer alpine, elle contient presque toutes les
serpentinites
provenant de la croûte océanique de la Téthys. On
ne trouve jamais dans la zone
piémontaise de coupe complète de la croûte
océanique normale, telle qu'elle a
été reconnue dans les grands massifs ophiolitiques du
monde (Troodos à Chypre,
Baer Bassit en Syrie, nappe de Semail en Oman, Bay of Islands à
Terre
Neuve...), soit qu'une croûte océanique complète
n'ait jamais existé, par
exemple parce que la Téthys n'était qu'un petit bassin
n'ayant jamais évolué en
véritable océan, soit que la croûte normale ait
entièrement disparu par
subduction, les ophiolites restantes n'étant que des
écailles arrachées avec
leur couverture sédimentaire.
Les roches ultrabasiques
sont du type lherzolites avec orthopyroxènes (enstatite) et
clinopyroxènes
(diopside) : elles subsistent localement sans altération, mais
plus souvent
elles sont fortement serpentinisées et tectonisées, et
pénétrées par des
intrusions ou des filons de gabbros. Elles sont surmontées par
des niveaux de
basaltes en coussins ou en coulées, ou bien par des
brèches, avant leur
recouvrement par des sédiments pélagiques (quartzites,
qui représentent
d'anciennes radiolarites).
La nappe piémontaise repose
sur les massifs du Grand Paradis et du
Mont Rose, qui représentent le socle de la zone
briançonnaise ; elle est
recouverte par la klippe de la Dent Blanche, d'origine adriatique
(zones de
Sesia et d'Ivrea), et par de nombreuses autres petites klippes de
même origine,
qui se rattachaient toutes à une seule nappe avant
l'érosion.
Les Schistes
Lustrés ont subi plusieurs phases métamorphiques et
tectoniques :
- charriage sur la zone
pré-piémontaise au Crétacé moyen ou
début du Crétacé supérieur,
- métamorphisme de haute
pression / basse température (Schistes
Bleus à Eclogites) vers la fin du Crétacé
supérieur, avec formation de plis
isoclinaux,
- charriage sur la zone
briançonnaise à l'Eocène supérieur, avec
une seconde génération de plis, et
métamorphisme rétrograde (Schistes Verts),
- rétrocharriage
de la zone briançonnaise sur les Schistes lustrés
(Neogène?).
Les ophiolites se trouvent
emballées de manière complexe dans les Schistes
Lustrés ; il est possible qu'à
l'exemple du Val de Susa on parvienne un jour à distinguer
plusieurs unités
tectoniques superposées. On a
séparé
dans le Nord du Val d'Aoste :
- une unité externe (zone du
Combin), qui comporte un soubassement du Permien au Lias ; elle
représente
selon certains auteurs la marge briançonnaise avec un
métamorphisme de grade
Schistes Verts, selon d'autres son origine est la zone de Sezia. (Dal Piaz et al., 1992).
- une
unité interne (Zermatt- Saas), sans autre substratum que les
ophiolites, ayant subi le métamorphisme haute pression du
Crétacé (Eclogites ou
Schistes Bleus selon les lieux) puis le métamorphisme Schistes
Verts de
l'Eocène supérieur.
- la zone de Sesia est
constituée de roches
métamorphiques qui se rattachent à la plaque adriatique,
et du massif
ultrabasique de Lanzo, formé de
lherzolites serpentinisées (roches ultrabasiques provenant du
manteau,
constituées d'olivine et de pyroxènes) dont la haute
densité est à l'origine
d'une forte anomalie gravimétrique. Sa mise en place a
été très discutée :
s'agit-il du manteau situé à la base de la plaque
adriatique et remonté par
failles ou diapirisme, ou bien représente-t-il un fragment de la
croûte
océanique de la Téthys ? On semble s'orienter maintenant
plutôt vers cette
dernière hypothèse, le massif de Lanzo ne se distinguant
dès lors plus guère
des ophiolites piémontaises. La nappe de la Dent Blanche, qui
recouvre les
Schistes Lustrés et ophiolites du Val d'Aoste, comporte une
partie inférieure
se rattachant à la zone de Sezia, et une partie
supérieure assimilée à la zone
d'Ivrea.
- la zone sudalpine, à
laquelle appartient la zone d'Ivrea
(anciennement zone "diorito-kinzigitique"), possède un socle
hercynien appartenant à la plaque adriatique. Ce socle est
largement
chevauchant vers le Nord en Autriche (une centaine de
kilomètres), formant les
nappes austro-alpines mises en places au Crétacé
supérieur, sous lesquelles
s'ouvrent les fenêtres de l'Engadine et du Tauern ; la couverture
se détache du
socle et va former encore plus au Nord les Alpes Calcaires. En Italie
du Nord
le grand accident de la ligne insubrienne individualise les Alpes du
Sud, avec
un socle contenant des granites hercyniens dont certains sont
exploités
(Granites des Lacs) ; la couverture est plissée, mais ici avec
une vergence
Sud, en direction de la plaine du Pô. A l'Oligocène une
phase d'extension a
permis la montée d'intrusions granitiques (Adamello entre
autres). Dans la
région d'Aoste, le chevauchement austro-alpin n'est pas aussi
grandiose, il a
laissé cependant des klippes importantes, comme le sommet de la
nappe composite
de la Dent Blanche.
L'évolution de l'océan alpin
commence par une tectonique d'extension
au Lias, avec étirement et amincissement de la
croûte continentale,
accompagnés de la formation de blocs basculés sur les
flancs desquels la sédimentation
varie rapidement. La déchirure qui a complètement
séparé les continents
européen et adriatique, et créé une croûte
océanique, est sans doute survenue
au Callovien, et s'est poursuivie jusqu'au début du
Crétacé.
A l'Albien la tendance
s'inverse, la croûte océanique s'enfonce sous la plaque
adriatique qui se
déplace vers l'Europe, l'océan se referme peu à
peu tandis qu'un prisme
d'accrétion se construit au front de la plaque adriatique : les
sédiments de la
zone piémontaise, raclés en même temps que des
écailles de socle océanique,
subissent un métamorphisme de haute
pression / basse température, daté de 70 Ma
(Sénonien), atteignant le stade
des Schistes Bleus à glaucophane ou même des Eclogites.
Les nappes
austro-alpines se mettent en place à cette époque (avant
le Coniacien). Le
métamorphisme haute pression atteint jusqu'à la partie
interne de la zone
briançonnaise .
A l'Eocène l'océan de la
Téthys a disparu, les deux continents s'affrontent : les zones
internes
subissent un métamorphisme normal (barrovien), qui ramène
en partie les
Schistes Bleus ou Eclogites dans le grade des Schistes
Verts (métamorphisme rétrograde),
phénomène daté de
l'Eocène supérieur (35 Ma). La nappe briançonnaise
chevauche à la fois vers
l'Ouest et vers l'Est (double déversement). Dans les zones
externes la mer
subsiste, déposant une série éocène
transgressive incomplète.
Après une phase d'extension
pendant l'Oligocène, les mouvements se localisent au
Miocène dans les zones
externes : plissements et
chevauchements dans les Chaînes Subalpines (Miocène
moyen), et finalement
chevauchement du Jura sur le Tertiaire de Bresse au Miocène
supérieur. Les
zones internes se soulèvent, par suite de
l'épaississement anormal de la croûte
sous l'effet de la collision continentale, mouvement qui se poursuit de
nos
jours ; en même temps les mesures de contraintes actuelles
révèlent que la
chaîne alpine est encore en compression, et des séismes se
produisent
occasionnellement.
2.2 - La
formation des serpentinites
Les serpentines sont des
minéraux verts de faible
dureté (Mohs 2
à 3,5), constitués de phyllosilicates hydratés de
magnésium, de formule Mg3Si2O5 (OH)4. On distingue trois formes
cristallines : l'antigorite, la plus
dure, en plaquettes vertes, forme de plus haute température
(300-550°C) ; le chrysotile
en fibres (amiante) et la lizardite
en cristaux inframicroscopiques, ces deux dernières formes
apparaissant aux
températures inférieures à 350°C.
Elles se forment aux dépends
des péridots (olivines), parfois aussi
à partir des pyroxènes. Rappelons que la
classification des roches
ultramafiques (ou ultrabasiques) appelle dunites
celles constituées d'olivine, harzburgites
celles contenant en outre des pyroxènes orthorhombiques, wehrlites celles avec des pyroxènes monocliniques,
et lherzolites les roches formées d'olivine
avec des pyroxènes des deux types.
2.2.1 - Croûte océanique et
ophiolites
Les roches ultrabasiques se
rencontrent à la base de la croûte océanique qui se
forme sur les rides
médio-océaniques à partir de la fusion partielle
des roches du manteau, par
séparation des parties solides et recristallisation. Les nappes
ophiolitiques,
portions de la croûte océanique transportées sur
les continents, comportent
normalement la séquence suivante :
- 9 à 12 km de péridotites,
à composition alternée de dunites et de harzburgites,
considérées comme le
résidu de la fusion du manteau supérieur,
- 2,5 km de cumulats lités,
formés de gabbros et de péridotites,
sédimentés à la base de la chambre
magmatique,
- 1 à 2 km de gabbros
massifs, avec quelques sills de plagiogranites,
- des dykes volcaniques (1,2
km), des couches de basaltes en coussins, et finalement des
sédiments marins
pélagiques.
Cependant, on a observé que
les péridotites du manteau peuvent venir à l'affleurement
au pied des marges en
extension, à la limite entre socle continental et socle
océanique : sur la
marge de Galice à l'ouest du continent ibérique des
roches du manteau
(péridotites et gabbros) forment des reliefs plus ou moins
couverts de
sédiments, sur plus de 250 km de long et 100 km de large. Des
forages
sous-marins ont exploré en 1993 ces reliefs, et rencontré
des brèches à matrice
de serpentine, avec des blocs de serpentinite, de lherzolites non
serpentinisées, de laves et de gabbros. La formation des
brèches ferait
intervenir des mouvements tectoniques d'extension, l'injection de
fluides et
des écroulements de pentes. Ces ophiolites, formées au
fond de la mer, se
distinguent de celles des dorsales océaniques par l'absence de l'épais recouvrement de gabbros,
dykes et
laves en coussin.
2.2.2 - La mise en place des
ophiolites
Dans la théorie de la
tectonique des plaques, la croûte océanique, formée
sous les dorsales et
constituant le tréfonds des océans, s'enfonce finalement
sous une plaque
continentale ou un arc volcanique (processus de subduction
des marges actives), et disparaît dans les profondeurs
du manteau. Cependant on observe dans beaucoup de chaînes de
montagne de larges
fragments de croûte océanique, que l'on appelle ensembles ophiolitiques : on doit
imaginer un mécanisme par lequel la croûte
océanique est transportée sur
le continent (processus d'obduction),
au lieu de disparaître par dessous. Parmi les diverses solutions
proposées,
aucune ne fait encore l'unanimité :
rupture de la plaque océanique plongeante, par exemple le
long d'un arc
ou d'une dorsale, ou sa délamination, et chevauchement sur le
bord de la marge
active au cours de la fermeture de l'océan. Mais on n'a jamais
encore observé
d'obduction actuellement active, et ces mécanismes restent
hypothétiques.
2.2.3 - Le problème de la
serpentinisation
L'olivine se transforme en
serpentines et brucite Mg(OH)2 par absorption d'eau : la densité
s'abaisse de 3,3 à 2,55, d'où une
augmentation de volume (25 à 53 % ). On discute encore beaucoup
du lieu
s'effectue la transformation : dans la plaque océanique, au fond
de l'océan,
lors de la mise en place, ou après la mise en place des nappes?
Quand les olivines
contiennent du fer (fayalites) et que de l'oxygène est
présent, il se forme de
la magnétite Fe3O4 :
elle constituer des gisements de fer, ou se trouver
disséminée dans la
serpentinite. Ce minéral a une dureté nettement
supérieure (5,5) à celle des
serpentines ; de plus on trouve fréquemment de la chromite, dont
la dureté est
similaire, ce qui explique que le sciage des serpentinites puisse
être plus
difficile que celui des marbres.
On observe habituellement
dans les serpentinites un réseau de filonets blancs,
évoquant parfois les
écailles d'une peau de serpent (d'où leur nom) : ils sont
constitués de
carbonates, comme la calcite, mais aussi la dolomite et la
magnésite.
Une autre transformation (rodingitisation),
attribuée à des
apports de calcium, se traduit par des filons ou des enclaves de
couleur rose
ou vert clair, contenant des grenats (dureté
6,5 à 7,5). On observe divers filons de rodingite dans le
Valtournenche
au niveau du tunnel de Perreres.
La serpentinisation pourrait
se produire dans le plancher océanique quand les
péridotites encore chaudes
sont pénétrées par l'eau de mer
(métamorphisme océanique). Bien que les forages
sous-marins n'aient jamais atteint encore les péridotites
à la base de la
croûte océanique, on a rencontré des serpentinites
directement au fond
d'océans, par exemple au large de l'Espagne (ride de Galice),
dans les rifts,
le long de failles transformantes ou dans des diapirs :
dans ces cas la serpentinisation semble
survenir au fond de la mer, là où les roches du manteau
sont dénudées par une
expansion très rapide, ou bien le long de fractures.
On a également constaté une
serpentinisation active dans des massifs ophiolitiques de surface,
depuis
longtemps émergés : les eaux issues de ces massifs sont
basiques et contiennent
du calcium, ce seraient des serpentines de basse température
(chysotile et
lizardite), à l'origine de la structure maillée.
2.2.4 - Serpentinites
bréchiques et ophicalcites
Les serpentinites montrent
très fréquemment un aspect bréchique, avec un
réseau de filonets de carbonates
ou de serpentine : on peut supposer que cette bréchification est
d'origine
tectonique, soit par compression lors de la mise en place des nappes
ophiolitiques, soit par extension au pied des marges passives, on
suspecte
également une fracturation par des fluides chargés en
carbonates.
Cependant, depuis quelques
années des chercheurs ont observé au sommet des
ophiolites alpines et apennines
des niveaux de brèches situés au sommet de la
série de serpentinites massives,
juste sous des sédiments pélagiques ou sous des couches
de basaltes : ces
brèches sont crées par altération de serpentinites
au fond de la mer, ou sont
franchement d'origine sédimentaire, elles sont
dénommées ophicalcites.
En Suisse, dans
les Grisons près de Davos, les
péridotites ou serpentinites sont recouvertes de brèches
à ciment carbonaté: les péridotites
serpentinisées passent à des ophicalcites,
recouvertes de radiolarites ou de sédiments pélagiques
calcaréo-silteux.
Les ophiolites du Mont
Genèvre, à cheval sur la frontière
franco-italienne, produisent une serpentinite au dessus de Cesana
Torinese. Le serpentinites massives
à lentilles
de gabbros passent à une brèche à
éléments serpentiniques, puis viennent
d'épaisses laves en coussins, des radiolarites oxfordiennes, des
calcaires
marmorisés (Tithonique-Néocomien), puis des calcaires et
schistes argileux.
Dans cette dernière série des sables sédimentaires
constitués de débris de
serpentine ont été reconnus, ainsi que des blocs de
gabbros serpentinisés en
surface et plus ou moins
étirés,
interprétés comme des olistolites.
Fig. 5
- Reconstitution du dépôt de brèches ophiolitiques
près de Levanto, d'après Cortesogno et al. (1981)
Mais c'est surtout dans l'Apennin
de Ligurie, entre Levanto et le
col du Bracco, que les ophicalcites jurassiques ont pu être
étudiées avec le
plus de détail, grâce à un métamorphisme de
très faible grade et une
tectonisation modérée (Cortesogno et al., 1981 et 1987).
Les serpentinites
massives (avec parfois des gabbros) ont une surface
irrégulière, elles passent
graduellement à la Brèche de Levanto, connue
commercialement comme Rosso Levanto (fig. 5), par
fracturation
progressive et pénétration dans les fentes de
débris de carbonates et de
serpentine (filons clastiques). L'extérieur des
éléments de serpentine prend
une teinte rouge, par transformation de la magnétite en
hématite, il existe
aussi des filons à remplissage hydrothermal, et des
dépôts de pyrite : les
auteurs interprètent donc cette altération comme un
métamorphisme hydrothermal
sur le fond océanique en milieu oxydant. Au dessus vient une
brèche typiquement
sédimentaire (brèche de Framura) avec
éléments de serpentinite (certains
atteignant une centaine de mètres), de basaltes, des sables
constitués de débris
de serpentine : il s'agirait d'un dépôt
sédimentaire sur les flancs de reliefs
sous-marins accentués. La brèche de Levanto, souvent
prise comme type des
ophicalcites, s'est formée par fracturation d'un substrat
déjà serpentinisé
(métamorphisme océanique) ; l'altération s'est
propagée du fond de l'océan vers
le bas, dans un milieu très fracturé et à relief
accentué, avec pénétration de
calcite ou débris de serpentine dans les fractures. L'action
d'eaux
surchauffées est probable dans la formation de l'ophicalcite, vu
l'association
de minéraux hydrothermaux, mais n'est pas obligatoire pour
toutes les
ophicalcites.
D'autres exemples de brèches
ophicalciques reposant sur un substrat serpentinisé, et
recouvertes de
sédiments pélagiques sont connues dans le massif
d'Antalya en Turquie , et dans
celui de Baer Bassit en Syrie. Dans ce dernier cas, la
périphérie des blocs est
rougie par de l'hématite, et des calcaires micritiques à
foraminifères
pélagiques pénètrent entre les blocs. Le
dépôt de la brèche serpentinique rouge
de Maden, entre Elazig et Diyarbakir dans la chaîne du Taurus,
vendue sous le
nom de Rosso Levanto Turchia, est
sans doute à comparer avec celui de la brèche de Levanto.
En conclusion, la
distinction entre serpentinites bréchiques et ophicalcites peut
s'avérer
délicate, puisqu'elle dépend de leur mode de gisement et
de la nature du
ciment. Il est proposé provisoirement de distinguer :
- les brèches
serpentiniques tectoniques : serpentinites massives
tectonisée, les éléments sont uniquement des
fragments de serpentine, le ciment
ne contient pas d'apports étrangers.
- les ophicalcites (exemple
de la brèche de Levanto) : les éléments de
serpentine doivent s'assembler entre eux comme dans le cas
précédent, n'ayant
subi aucun déplacement important, mais le ciment contient des
éléments
étrangers (micrite pélagique, microfossiles
éventuels, sable serpentinique..).
- les brèches
serpentiniques sédimentaires : les éléments de
serpentine
ont été déplacés, par exemple par
gravité sur les pentes sous-marines, il s'y
adjoint des fragments de roches étrangères, comme des
basaltes et des
sédiments. Le ciment comprend des fragments lithiques divers,
dont des sables
serpentiniques, des fragments volcaniques et des indices de
sédiments marins
(foraminifères, radiolaires...).
On ne confondra pas les
ophicalcites avec les marbres à
serpentine, qui proviennent du métamorphisme de calcaires
dolomitiques ou
dolomies (avec formation de silicates,
rétrométamorphosés ensuite en
serpentine), ni avec les marbres à
silicates, de même origine mais dans lesquels les silicates
(diopside,
chlorite, épidote...) sont restés inchangés.
3 - Les
carrières du Val d'Aoste
Nous décrirons ici d'Ouest
en Est les exploitations de roches ornementales du Val d'Aoste
visitées en août
1994.
3.1 - Lauses de Morgex
Les édifices du Val d'Aoste,
tant publics que privés, sont tous couverts de lauses. Les
exploitations ont
été nombreuses dans les temps passés, celle de
Morgex reste la seule en
activité. Le gisement est une bande étroite passant juste
au Nord de la Testa
d'Arpy (2022 m), descendant vers Morgex et se poursuivant sur la rive
gauche de
la Doire Baltée (carrières abandonnées près
de Villair) et jusqu'en Suisse où
elles auraient été autrefois exploitées. En Savoie
l'affleurement se poursuit
dans la vallée des Chapieux.
Sur une dizaine de carrières
actives jadis près d'Arpy (alt. 1700 m), seule subsiste la
carrière Guiliani,
qui doit être fermée et rebouchée en 1995. Le
niveau exploité, épais de 4 à 7
m, est un calcschiste avec petits lits de quartz et de muscovite, avec
en outre
des feldspaths et de la pyrite. Il appartient à la série
du Crétacé inférieur
("urgonien") de la zone de Sion-Courmayeur. Les couches ayant un
pendage de 50 à 60° vers le SE, la carrière est une
tranchée étroite, profonde
d'une trentaine de mètres ; en plus de l'enlèvement des
calcschistes
inutilisables du toit, l'exploitant
doit déblayer une dizaine de mètres de moraine, ce
qui rend
l'exploitation coûteuse. L'extraction, autrefois faite par mines,
l'est maintenant au câble
diamanté pour les coupes primaires.
Les plaques sont clivées manuellement en lauses de 2,5 à
4 cm pour les
toitures, les épaisseurs inférieures et
supérieures servent de dallages.
Actuellement la carrière Giuliani est exploitée par sept
associés, tous égaux
de droit, elle fournit environ 1000 t/mois, ce qui représente
seulement 10 %
des besoins de la vallée, où la couverture de lauses est
obligatoire pour
toutes les constructions : le complément est fourni par les
quartzites de Barge
et de Luzerna (Piémont), par les schistes de Bergamo (ils se
reconnaissent par
une teinte rouille formée en quelques années), et
même des quartzites d'Alta en
Norvège.
Une centaine de mètres plus
haut, se trouve une grande carrière en cours de comblement :
elle a été
abandonnée il y a une quinzaine d'années à la
suite d'un éboulement, causé par
des fractures de décompression parallèles à la
pente (fig. 8). Les terrains
appartiennent à la commune de Morgex, qui gagnée aux
idées des verdi, s'est inquiétée
des talus de
déblais visibles en contrebas des carrières et a
décidé d'arrêter toute
exploitation et de tout reboucher, malgré le charme que donnent
ces lauses aux
villages et châteaux du Val d'Aoste.
Au dessus de
Breuil-Cervinia, un quartzite du Trias (zone du Combin) a
été extrait jusqu'à
une époque récente : un ancien
carrier nous a expliqué que le quartzite était facile
à cliver en lauses de 2
cm, la carrière se trouvait sur un éperon, au pied d'une
paroi. L'exploitation
n'aurait pu se poursuivre qu'en souterrain, dans des condition
incompatibles
avec la vocation hautement touristique du massif du Cervin.
Fig. 6
- Carrière Giuliani produisant les lauses de Morgex, elle doit
cesser son activité prochainement
Fig. 7 - Stock de lauses de Morgex, face
au Mont Blanc (dans les nuages)
Fig. 8 - Ancienne carrière de
lauses de Morgex, montrant des fractures de versant qui ont
causé mort d'homme : elles sont imputables à la
décompression des terrains suite à la fusion des glaciers
Fig. 9 - Couverture typique en lauses du
Val d'Aoste
3.2 - La pierre de
Villeneuve
Elle a été employée
dès
l'époque romaine, fournissant des éléments de la
construction d'Augusta
Pretoria, et a même été expédiée
jusqu'à Rome. La carrière se trouve sur un
éperon entre le cimetière de Villeneuve et l'ancien
château de Castel Argent.
De nombreuses anciennes maisons et églises d'Aoste sont
construites avec cette
pierre, notamment l'Hôtel de Ville. La date 1492 a
été trouvée sur une croix
gravée dans la carrière, selon M. Guglielminoti, dont le
grand-père avait pris
en charge l'exploitation vers 1895. Faute de route d'accès, les
blocs étaient
descendus sur des traîneaux sur une piste empierrée en
forte pente ; elle a été
arrêtée en 1965. Malgré les besoins de la
restauration, M. Guglielminoti ne
parvient pas à obtenir la réouverture, qui demanderait la
création d'une petite
route.
L'analyse pétrographique
indique 73 % de carbonate, 18 % de quartz, 8 % de mica, plus albite,
chlorite,
minéraux opaques ; on remarque de nombreuses lentilles blanches
de quartz. Il
s'agit d'un calcschiste métamorphique, appartenant à la
nappe des Schistes
Lustrés.
Non loin de là, entre les
villages de Sarre et de St Pierre, deux roches ont été
extraites du Quaternaire
de la vallée de la Doire :
- un onyx calcaire
jaune-ambré, qui se trouvait en blocs d'une taille maximale de
1,5 m : son origine est inconnue,
peut-être des
remplissages de cavernes dans un massif calcaire détruit par
l'érosion plus en
amont.
- un travertin jaunâtre et
spongieux, qui a servi aux Romains pour les remparts d'Aoste.
3.3 - La pierre de Cogne
Dans la vallée de Cogne, 1,5
km en amont de Vieyes (commune d'Aymaville), se trouvent deux
carrières
extrayant la pierre de Cogne, appartenant à l'entreprise
Guglielminoti et à la
société Pierre de Cogne. Les carrières se trouvent
au fond de la gorge, de part
et d'autre du torrent, entre des versants escarpés. Il s'agit
d'une roche
schisteuse, avec une schistosité pendant à 70° et
montrant quelques
ondulations. La carte géologique (Elter, 1987) place cette
formation dans les
"gneiss oeillés associés aux métadiorites" du
massif dioritique du
Valsavarenche, constituant du massif du Grand Paradis (socle de la zone
briançonnaise). Selon la teinte et le grain, on sépare
les bancs de pierre de Cogne (grise, à grain
fin) et
de pierre de Vieyes (plus claire,
légèrement verte, à plus gros grain et à
paillettes micacées). Selon l'état de
la fracturation, on produit des blocs ou des moellons.
Fig.
10 - La carrière de pierre de Cogne, au fond d'un torrent
encaissé ; son expansion est limitée par le parc naturel
du Grand Paradis, dont la limite est toute proche
3.4 - Les serpentinites
Les marbres verts
proviennent de lentilles d'extension limitée ou de massif plus
importants,
disséminés dans la nappe des Schistes Lustrés. Les
plus anciens témoins
d'exploitation sont les pierres à meules que l'on trouve sur le
Mont Barbeston
(2482 m), datant peut-être du Moyen Age. C'est seulement dans les
années 20 que
les premières carrières sont ouvertes, les gisements
ayant été découverts par
des marbriers de Carrare. L'Annuario de 1929 ne cite que les
carrières d'Arvier et de
Châtillon, elles ne se sont
multipliées qu'après la dernière guerre.
La carrière d'Arvier,
qui fournissait le Vert Jade a été
fermée en 1992 ; la
carte géologique ne mentionne pas d'affleurements de
serpentinites, peut-être
s'agissait-il de blocs entraînés par le grand glissement
de la rive gauche de
la Doire.
Au dessus d'Aoste la
carrière Vivoti, près du village de Pleod,
domine la ville à 850 m d'altitude : malgré sa petite
taille, elle produit
diverses variétés (Verde Alpi fiorito,
Verde Aosta, Verde tipo Issorie). Il s'agit de boules d'une
vingtaine de
mètres de diamètres englobées dans les Schistes
Lustrés. La pente est raide, la
carrière manque d'espace et domine des maisons récentes.
Dans la commune de Verrayes
trois carrières sont actives
au dessus du village de Vencovere :
- la plus occidentale est la
carrière Foudon, qui donne le Verde
Golette. C'est une serpentinite bréchique formant un relief
en partie
enterré sous la moraine glaciaire. Toutes les coupes et
l'équarrissement sont
faits au câble diamanté, produisant des blocs de 6
à 8 m3.
- au centre, près du col
situé au Nord du Mont Ander, se trouve la grande carrière
Menegoni-Andreini,
fournissant le Verde assoluto. Malgré
l'accueil peu amène de M. Menegoni, j'ai pu la visiter : le
front, ayant
atteint une cinquantaine de mètre de haut, est devenu dangereux,
aussi la
reprise de la carrière est en cours à la partie
supérieure. La serpentinite
massive est d'un bleu vert très
sombre
: une petite carrière abandonnée en contrebas près
d'une bergerie montre la
même roche avec un filon clastique, à remplissage
conglomératique (éléments de
serpentinite et de marbre blanc).
- à l'Est, dans les pentes
de la Cima Longhede (contrefort du Becca d'Aver) se trouve une ancienne
grande
carrière souterraine, qui donnait le Verde
Aver, à grands blocs vert sombre dans une matrice vert
clair. La partie
supérieure est en cours de reprise à ciel ouvert par
l'entreprise précédente.
Dans les pentes au dessous
de Verrayes se trouvent les restes de diverses carrières, qui
extrayaient des
blocs flottant dans un grand glissement de versant, certaines
produisent encore
des serpentinites concassées pour
la
fabrication de marbres reconstitués.
Fig.
11 - Basculement au vérin dans la carrière de Verde
Golette à Verrayes
Fig. 12 - Ancienne carrière de
Verde Aver à Verrayes
Fig. 13 - Filon sédimentaire
dans la carrière de Verde Assoluto à Verrayes
Plusieurs carrières sont
actives sur la commune de Saint Denis,
au dessus de Chambave, à assez grande distance du chef-lieu :
- la
carrière Menegoni à Raffort, 1,6 km à l'Est de ce
village, est
accessible à partir du château de Cly. La partie Ouest,
plus ancienne,
produisait le Verde antico, brèche
sédimentaire qui inclue des blocs de marbre blanc, de quelques
centimètres à
deux mètres de diamètre. Il évoque effectivement
le Vert Antique de Larissa en
Thessalie (Grèce). Dans la partie Est est produit le Verde
Chiesa, dans une boule de plus de 20 m de diamètre, à
structure massive, qui apparaît englobée dans la
brèche sédimentaire.
- la carrière Furrer de
Blaves domine Châtillon à l'altitude 1057 m,
l'accès se fait non pas par
Châtillon mais par une route forestière partant du village
de Plau. Il s'agit
d'une grande fosse, profonde de 30 m ; la partie NW, anciennement
sciée au
câble hélicoïdal, montre une brèche tectonique
à la base, et au dessus d'une
discontinuité (surface de ravinement) des brèches
finement litées, à éléments
centimétriques, qui sont sans doute d'origine
sédimentaire. Les deux variétés,
pourtant assez différentes, sont appelées Verde Saint
Denis.
Fig.
14 - Carrière de Verde Chiesa à Saint Denis : grosse
boule de serpentinite sombre entourée d'une brèche
sédimentaire
Fig. 15 - La carrière de Blaves,
au dessus de Châtillon, produisant le Verde Saint Denis
Fig. 16 - Superposition d'une
brèche sédimentaire sur une brèche tectonique dans
la carrière de Blaves, par l'intermédiaire d'une surface
de ravinement
Fig. 17 - Détail de la
brèche sédimentaires de la carrière de Blaves
Sur la commune de Châtillon
se trouvent trois carrières :
- La carrière Farys se
trouve sur le versant gauche du Valtournenche, non loin de la
carrière de
Blaves, au pied d'une grosse barre de serpentinite bréchique ;
l'exploitation,
commencée à ciel ouvert, se poursuit en galeries, ce qui
parait une bonne
solution, je n'ai pu la visiter du fait des congés. Elle produit
le Verde Saint Denis. En contrebas, au pied
d'un grand talus d'éboulis et non loin de la route de
Valtournenche, la petite
carrière de Ce de Val a exploité un petit bloc
éboulé de 8 m de haut seulement,
et a été arrêtée sans doute à cause
de l'importance de la découverte (plus de
50 m d'éboulis peu stables) ; entre la route et la
rivière, d'autres blocs
éboulés montrent des traces d'exploitation.
- Sur la rive gauche du
Valtournenche, la carrière de Cret Blanc est accessible par une
petite route
quittant la vallée 700 m avant la centrale
hydroélectrique de Covalou. Le Verde Issorie
est une brèche tectonique,
comme la précédente, avec des éléments
anguleux d'une dizaine de mètres ; elle
est handicapée par une fracturation excessive.
A Verres, ne subsiste que la
carrière de Fleuran (entreprise Calvasina) : située sur
la rive droite de la
Doire, elle produit le Verde Issogne,
avec des blocs sombres à contours arrondis, atteignant un
mètre de long,
flottant dans une matrice plus claire et alignés selon une
direction
préférentielle.
Fig.
18 - Carrière de Fleuran, qui produit le Verde Issogne
Fig. 19 - Autre vue de la
carrière de Fleuran montrant l'allongement des blocs de
serpentinite sombre, et l'altération orange des filons de
carbonates
La vallée de Gressoney, au
pied du massif du Mont Rose, possède actuellement trois
carrières, localisées
entre St Jean et La Trinité, sur la commune de Gressoney-Saint
Jean.
- La première en montant est
celle de Castel, appartenant à l'entreprise Verde
Alpi : le gisement est une boule de 18 m de haut sur 40 m de long
environ,
assez fracturée, qui sera bientôt épuisée.
- La seconde, au dessus du
village de Ciaken, est exploitée depuis la dernière
guerre par l'entreprise Ugo
en une vaste carrière souterraine. Le gisement est aussi une
lentille, mais de
plus grande taille, emballée dans les Schistes Lustrés.
Les chambres atteignent
15 m de haut ; malgré la minceur de certains piliers, le plafond
a très bien
tenu, trois fractures seulement ont été
rencontrées. On commençait à creuser
deux galeries à 5 ou 6 m sous le toit du massif de serpentinite,
qui étaient
réunies par une galerie transversale. Une coupe horizontale
était faite au toit
par le fil hélicoïdal. Puis l'on fonçait des puits
sur un à deux mètres, qui
permettaient une seconde coupe horizontale, légèrement
inclinée pour donner une
dépouille ; cette masse était alors subdivisée par
des coupes verticales entre
galeries, toujours au câble hélicoïdal. Les puits
étaient ensuite approfondis
par paliers successifs, en enlevant chaque fois une tranche
horizontale, ceci
jusqu'au plancher. Malgré le travail en souterrain, l'extraction
était arrêtée
à cause du gel pendant cinq mois d'hiver. A un certain point, il
a fallu
changer l'orientation des galeries, car la limite de la lentille avait
été
atteinte ; l'extension totale de la lentille ne semble pas avoir
été évaluée
par des sondages carottés. Actuellement l'exploitation se
poursuit quelque peu
en souterrain, mais surtout à l'extérieur, avec le
câble diamanté. L'avantage
de l'exploitation en souterrain est que l'on s'éloigne des
fractures de
versant, et que la roche est plus saine en profondeur.
- La troisième carrière, un
peu plus en amont sur le versant gauche de la vallée, est
actuellement arrêtée,
pour cause de changement de propriétaire.
La pierre ollaire, sans doute une variété de stéatite (talc) associée aux serpentinites, était autrefois appréciée pour la fabrication de marmites, de poêles, et même d'encadrements de portes, elle se trouvait en blocs épars dans la vallée de la Doire ; une exploitation subsisterait à Saint Jacques dans la vallée d'Ayas, fabriquant de petits objets.
3.5 - La pierre de Courtil
La carrière se trouve 400 m
au SW du Col de Courtil, repérable par de grandes antennes (alt.
1511 m) ; on y
accède par la vallée de Champorcher, puis par une route
très étroite partant de
Pont Bozet. La carrière est implantée dans des gneiss
finement oeillés, de
couleur gris-vert, surmontés de micaschistes, appartenant aux "gneiss
minuti" de la zone de Sezia. Le gneiss forme un banc de 6-8 m
d'épaisseur,
avec une schistosité de 60° vers le SSE. Il contient des
lentilles de quartz,
quelques replis, son clivage est difficile. La carrière
était inactive à notre
passage, son avenir est douteux à cause du clivage difficile, de
la difficulté
de la route et de l'altitude.
3.6 - Le Verde Montey
Sur la rive droite de le
Doire, face à Donnaz, localité célèbre par
sa route romaine entaillée dans le
rocher, la carrière se trouve au dessus du village de Montey,
dans la formation
des micaschistes éclogitiques de la zone de Sezia (on peut
récolter des
échantillons d'éclogites dans le torrent voisin). A la
différence des marbres
verts serpentinitiques, le Verde Montey
est un gneiss micacé à
grenats, prenant
un bon poli, sur lequel nous n'avons pas d'étude
pétrographique. La carrière
est très bien exploitée par la société
Pantheon Graniti : la masse est dégagée
grâce à un couloir, un sciage est fait au câble
diamanté à la base, puis les
coupes verticales sont réalisées au câble
diamanté ou par lignes de forages et
mines. Elle produit de beaux blocs de 8 m3.
Fig.
20 - Carrière de Verde Montey, au second plan surfaces
strièées par les glaciers
Plus en aval, déjà sur le
territoire piémontais, la même zone a produit à
Quincinetto une roche appelée Verditalia, qui
est une éclogite ; il
s'agissait de blocs éboulés, qui sont maintenant
épuisés.
4 - Conclusion
La production de roches
ornementales du Val d'Aoste, s'est développée
après la guerre, elle a eu son
apogée entre 1960 et 1970, quand on recensait 108
carrières dont 81 de marbres
verts), produisant 10300 m3/an dont 7000 de marbres verts. En 1986 ne se
trouvaient plus que 16
carrières, dont 13 de marbres verts, produisant 4000 m3/an
(dont 3000 de marbres
verts). Faute de statistiques récentes (5400 m3 ? en
1992), on ne peut
préciser l'évolution récente. Pour remédier
au déclin s'est constituée l'Association
des Marbres de la Vallée d'Aoste, dont le président est
M. Guglielminoti ; elle
a publié un beau catalogue en 1992, et présente la
production sur ses stands
dans les foires italiennes et étrangères. La tendance est
aujourd'hui à la
reprise, grâce aux commandes des Etats Unis et des pays arabes.
L'industrie de
transformation est réduite (5 châssis à Verres, 3
à Arnaz), tous les blocs de marbres
verts sont
expédiés à Carrare ou Vérone pour sciage
à la grenaille (les châssis à segments
diamantés ne conviennent pas). Les marbres verts sont donc peu
utilisés dans la
vallée ; une large partie (90 %) part à l'exportation
vers les Etats-Unis, le
Canada, le Japon, L'Australie... Ils sont aussi appréciés
dans les pays arabes,
car leur couleur rappelle celle de l'étendard du Prophète.
Les marbres verts prennent
un beau poli, mais supportent mal l'exposition aux intempéries :
en quelques
dizaines d'années ils se recouvrent d'une patine rouille, comme
on l'observe
facilement sur les anciennes surfaces sciées au fil dans les
carrières et comme
nous l'ont confirmé les producteurs, sans doute à cause
de l'oxydation de la
magnétite ou des olivines non serpentinisées. Dans
plusieurs carrières nous
avons noté la teinte orange que prennent par altération
les veines de carbonates,
initialement blancs, peut-être à cause de la
présence de sidérite.
La fracturation pose de
sérieux problèmes dans certaines carrières, si
bien qu'un projet est à l'étude
avec l'aide du gouvernement régional, consistant à
injecter sous vide des résines
de synthèse dans les blocs.
Les carrières de marbres
verts sont toutes équipées de câbles
diamantés, depuis une date récente (nous
avions vu en 1990 la carrière Ugo travailler encore au
câble hélicoïdal), les
blocs, de 2 à 5 m3 sont généralement bien
dressés, mais peuvent contenir des
fractures internes. La plupart des
carrières sont à ciel ouvert, et équipées
de grands derricks, seules la
carrière Ugo à Gressoney et la carrière Farys
à Châtillon se poursuivent en
souterrain. Le basculement des masses
primaires est effectué à l'aide de coussins en aciers de
1 x 1 m, gonflant
jusqu'à 20 cm, à usage unique, les coussins de caoutchouc
semblent inconnus.
Trop de carrières ont
été
implantées sur des lentilles de faible extension incluses dans
les Schistes
Lustrés, ou bien dans de simples blocs éboulés ou
glissés, ou dans des zones
trop fracturées, faute d'exploration préalable. Les
barres massives, comme
celles qui produisent le Verde Aver et le Verde Saint Denis, ont un
tout autre
potentiel, mais elles sont d'accès plus difficile,
réclamant la construction de
routes en lacets, et le rejet des déblais dans les pentes
devient inacceptable
par les autorités. En outre, les meilleurs massifs se trouvent
à des altitudes
élevées, dans des parcs naturels réservés
au tourisme. La seule solution
acceptable pour l'avenir est celle des carrières souterraines
dans les barres
massives, avec recyclage des déblais (qui sont de bonne
qualité), par
concassage pour et fabrication de
marbres reconstitués.
Les dénominations des
marbres verts ne paraissent pas toujours satisfaisantes ; nous avons vu
de
petites carrières produire trois variétés
différentes, une grande carrière
appeler du même nom des faciès très distincts, de
plus les producteurs n'ont
plus aucune maîtrise sur les dénominations après
l'expédition pour sciage à
Carrare ou à Vérone. Une
révision
serait à refaire dans le cadre de l'Association des marbriers du
Val d'Aoste,
car des marbres similaires provenant de différentes
carrières pourraient porter
le même nom, et un suivi des dénominations devrait
être assuré après le sciage
pour valoriser la production locale. Les propriétés
physiques, connues sur un
petit nombre de marbres verts, ont été rassemblées
en tableau, on regrettera
que la porosité ne soit pas mesurée, comme c'est la
règle en Italie.
Sur le plan purement
géologique, les carrières de marbre vert montrent bien
que la serpentinite
originelle forme des masses anguleuses bleu-vert sombre, qui ont
été fracturées
puis cimentées par des carbonates, ou bien des masses arrondies,
pouvant être
de très grande taille, redéposées dans des
brèches sédimentaires (Raffort).
L'origine de la fracturation initiale est encore incertaine, on peut
suspecter
des contraintes tectoniques en compression ou en extension,
peut-être assistées
par une fracturation hydraulique. La minéralogie est encore trop
mal connue :
au microscope on pourrait facilement détecter les olivines non
serpentinisées
(sujettes à l'altération), et par des études aux
rayons X déterminer les
minéraux des serpentines (qui ont probablement des comportements
différents à
l'altération), et ceux des veines de carbonates (qui prennent ou
non une teinte
rouille).
Références
Baldelli CV., Dal Piaz G.V. et Polino R., 1983, Le quartziti a manganese e cromo di Varenche-St Barthelemy, una sequenza di copertura oceanica della falda piemontese, Ofioliti 8(2), p. 207-221.
Clerici C. et Pelizza S., 1986, I calcescisti
di Morgex : una risorsa mineraria, V Congresso Nazionale
sull'Attività
estrattiva e diffesa del suolo, St Vincent, Reg. Autonoma della Valle
d'Aosta,
Assoc. Naz. Ingenieri Minerari, p. 109.
Cortesogno
L. et Lucchetti G., 1984, Ocean floor metamorphism of the volcanic and
ophiolitic sedimentary sequences in the Northern Apenine ophiolites,
Ofioliti
9(3), p. 360-40.
Cortesogno
L., Gabiati B. et Principi G., 1987, Nota alla "carta geologica delle
ofioliti del Bracco" e ricostruzione paleogeografica
giurassico-cretacea,
Ofiolite, 12/2, p.261-342
Dal
Piaz G.V. et al., 1992, Le Alpi del
Monte Bianco al Lago Maggiore, Guide Geologiche Regionali, Soc. Geol.
Italiana,
Un. di Padova, Bema Editrice.
Elter G., 1987, Carte géologique de la Vallée
d'Aoste, 1 / 100 000, Consiglio Nazionale delle Ricerche, Centro di
Studi sui
Problemi dell'Orogeno delle Alpi Occidentali.
Morandini F., 1986, La qualificazione tecnica
della pietra di Morgex con particolare referimento all'impiego per
copertura,
IV Congresso Nazionale sull'Attività estrattiva e diffesa del
suolo, St
Vincent, Reg. Autonoma della Valle d'Aosta, Assoc. Naz. Ingenieri Minerari,
p. 109.
Pognante U. et Piccardo G.B., 1984,
Petrogenesi delle ofioliti delle Alpi Occidentali, Mem. Soc. Geol. It.,
29,
Roure F. et
al., 1990, Deep structure of the Alps, Soc. Géol.
France, Mémoire n°156.
Zanotto A., 1994,
Storia delle Valle d'Aosta, Musumeci ed., Aoste.