Géologie
Le mont chauve : exemple
d'un paysage expliqué par la géologie
Il s'agit ici d'un site proche des villages de Moncaup
et d'Arguenos, dans le sud de la Haute-Garonne, qui n'a donc rien à
voir avec le cirque de Barrosa. Si ce n'est qu'il est, comme lui, l'exemple
typique d'un paysage dont
l'explication passe par la géologie. C'est un des petits massifs
de lherzolites qui parsèment la zone nord-pyrénéenne
(voir la figure 1). L'intérêt de leur étude
tient en outre au fait qu'elle fait appel à des notions provenant de
diverses disciplines : géologie, tectonique, minéralogie,
mais aussi biologie cellulaire,
biologie végétale, botanique.
Les photos des figures 2 à 5 ci-dessous
ont été prises aux alentours de Moncaup, petit village de la Haute-Garonne,
dans le canton d'Aspet. On le surplombe lorsque, venant de Juzet d'Izaut,
on monte par la route au col des Ares sur son versant est. Les cartes ci-dessous
permettent de le localiser.
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Cette colline intéresse les
géologues car il s'agit de l'un des quelques
petits massifs de lherzolite
(une quarantaine, de taille décamétrique
à kilométrique) qui s'égrènent dans la zone
nord-pyrénéenne, le long de la faille nord-pyrénéenne
(dans la zone interne métamorphique) (cliquer
ici pour voir une carte de l'ensemble de Pyrénées),
surtout en Ariège (figure
1 ), le plus connu et le plus étudié étant
celui de l'étang de Lherz (ou de Lers), qui a donné son nom à
cette roche (notes 3 et 5). Situé dans le sud de
la Haute-Garoone prè de Juzet-d'Izaut, le
massif de lherzolite de Moncaup est enchassé dans des
calcaires du Jurassique et du Crétacé inférieur
( âge d'environ -200 à -100 millions d'années [Ma]
), calcaires qui constituent, juste au sud, le pic du Gar), le long
d'une faille qui est une branche de la faille nord-pyrénéenne
(note 6). |
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Figure 2. A gauche : carte localisant les villages de Moncaup et d'Arguenos et le massif de lherzolite, qui les domine ;
Au milieu : carte focalisée sur ce massif, délimité en marron, en grande partie dépourvu de végétation ;
A droite : photo d'un affleurement de lherzolite (il s'agit d'une cassure fraîche au bord d'une route : un affleurement ancien serait rougeâtre, par altération de sa surface).
Figure 3 .
En haut : vue aérienne par Google Earth de la butte
de lherzolite (appelée Calem), entre les villages de Moncaup et
d'Arguenos ;
En bas : à gauche :
carte géologique simplifiée ;
à droite : coupe géologique hypothétique (la
faille de détachement est une faille subhorizontale en relation avec
l'extension et l'amincissement de la crôute terrestre qui s'est produite
vers -100 millions d'années et a permis la montée d'un bloc
de manteau lherzolitique et sa mise en place à la surface)
Figure 4.
Sur ces photos on voit que le village
de Moncaup est dominé par une butte, à l'arrière-plan (appelée le "Calem")
sur la plus grande partie de laquelle la végétation appauvrie,
rabougrie, contraste avec la luxuriance de la forêt voisine et l'écrin
de verdure qui entoure le village. C'est une végétation de sol
acide, très pauvre : lande à bruyère, petit bosquet de
pins sylvestres, quelques cyprés, rares bouleaux.
Or justement le nom de ce village était encore au Moyen-Age,
en latin, " Monte Calvo ", le mont chauve (de "monte calvo"
vient aussi " Montcalm "). Le "p" final est curieux mais s'entend dans la
prononciation gasconne du mot (renseignement aimablement communiqué
par M. Jacques Ducos, d'Aspet).
Le nom de la butte elle-même est "Calem"
(ou Gar Calem), qui a sans doute la même origine (Gar signifie rocher).
En haut à gauche de la photo du haut, enneigé
: le Cagire.
Figure
4 bis. Du
haut du pic de Cagire, vue, vers le nord-ouest, sur le "mont chauve"
(au milieu de l'image, au troisième plan, avec à ses pieds le
village de Moncaup). Il est cerné par la forêt mais lui-même
est presque dépourvu d'arbres. Il est vert (la
photo a été prise à la fin du printemps, le 21 juin 2016),
donc pas totalement dépourvu de végétation ; mais, vue
de près, cette végétation est pauvre et anormale.
Figure 5. D'autres
photos :
- 1 : depuis
le Calem, au premier-plan,
vue sur le prolongement vers le nord du massif de lherzolite sous forme
de deux bosses dégarnies ; au loin
la route du col des Ares et le village de Cazaunous ;
- 2 : section
fraîche de lherzolite et la croûte d'altération couleur
rouille ;
- 3 : aspect
fréquent de la lherzolite,
recoupée par des fractures et discrètement litée ;
- 4 : possible plan de fracture recouvert
de serpentine ;
- 5 : autre section fraîche
où on distingue de petits cristaux de nature différente, dont
certains jaunâtres, d'olivine, d'autres noir^tres ;
- 6
: cassure fraîche où sont visibles des filonnets noirs, peut-être
de "webstérite".
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*
1. La
lherzolite
La lherzolite appartient à la famille
des péridotites, roches magmatiques grenues (les deux autres types de
roches étant les roches sédimentaires et les roches métamorphiques),
qui ont en commun d'être riches en un minéral, l'olivine, de
couleur vert olive) appelée aussi "péridot"
C'est une roche sombre, verdâtre sur une cassure fraîche
(figures 2 et 5, et note 7), mais rougeâtre
(brun rouille) en surface par altération (oxydation). Elle est lourde
à la prise en mains, sa densité etant élevée (3,3
contre 2,5, par exemple, pour les calcaires).
Sa composition
minéralogique est la suivante (ses cristaux sont identifiables à
l'oeil nu) (figure 6 et note
7) :
- olivine (note10)
: 60-70 % en volume (ce minéral constitue finalement plus de 60% du
manteau supérieur) ; elle contient, au sein de sa structure cristallographique,
environ 0,1 p.100 d'eau sous forme de liaisons OH ; c'est son altération
à la superficie de la roche qui lui donne la teinte rouille ;
- pyroxènes contenant eux
aussi du fer et du magniésium seuls : un orthopyroxène (enstatite)
brun foncé ou gris beige, 25-30 %, et un clinopyroxène (diopside)
vert émeraude, 5-15 %, qui tire la couleur de la roche vers le vert
;
- un minéral contenant de l'aluminium
(mais pouvant contenir aussi du calcium ou du sodium) , 5-10 %, qui est,
en fonction de la profondeur : un feldspath plagioclase entre 0 et
30-40 km ; un spinelle (minéral non silicaté) chromifère
(noir) appelé picotite, entre 30-40 et 60-70 km ; et du grenat
(rose) au-delà de 60-70 km.
Ces cristaux sont presque tous des silicates, dont
l'unité de base est le tétraèdre de silice SiO4 (figure 10).
Ce sont les plus abondants. Une vingtaine d'autres sont bien moins fréquents.
Lors de la fusion de la lherzolite les pyroxènes
et les minéraux alumineux (notamment les plagioclases) quittent la
roche (accompagnés d'un peu d'olivine) pour former du basalte (note
1). Appauvrie en ces minéraux, la lherzolite devient
alors de la harzburgite, qui est une autre péridotite.
Lorsqu'elle est en contact avec l'eau la lherzolite
se transforme par hydratation en serpentinite (on dit plus courament
"serpentine", qui est le minéral, la serpentinite étant
la roche), verdâtre avec une surface luisante . C'est le cas
en particulier sur les flancs de fissures de la roche où de l'eau a
circulé (voir les photos des figures 2 et 5; au sujet
de la serpentine, voir les notes 8 et 14).
La lherzolite est souvent associée à
un autre membre de la famille des péridotites, l'harzburgite
(péridotite appauvrie en diopside et minéral alumineux) (note
1), sous forme d'épaisses lentilles.
Parfois à d'autres roches plus rares, composées
essentiellement de pyroxène : webstérite (riche en diopside),
à grenat (ariégite), avec amphibole (lherzite,
dans de minces filonnets sombres), etc.. Au contact de la lherzolite peuvent
être présentes d'autres roches exceptionnelles
Figure 6.
En dehors des massifs de lherzolite les péridotites du manteau peuvent
apparaître à la surface de la croûte terrestre (mais en
bien moindre quantité) sous la forme d'enclaves dans le basalte
émis par des volcans (note 13). En montant vers la surface dans
une cheminée volcanique (à une vitesse de l'ordre 10 km/h) le
basalte, qui résulte de la fusion partielle des péridotites
du manteau supérieur
(entre -70 et -30 km de profondeur),
arrache des fragments de celles-ci et les fait monter jusqu'à la surface.
A gauche,
la photo montre une telle enclave (3 cm sur 4) dans un bloc de basalte
pris à un petit volcan des Causses aveyronnais (à Azinières,
dans le Causse rouge) ;
Au milieu, une macrophotographie révèle la nature
de ses grains (dont la grosseur est de l'ordre du mm) : olivine jaune (qui
domine), clinopyroxène vert émeraude, orthopyroxène brun
foncé (abondant dans le bas de l'image, ce qui pourrait faire parler
de "pyroxènite"). et spinelle noir (parfois difficile à
distinguer de l'orthopyroxène) ;
A droite, macrophotographie d'une autre enclave,
de même provenance, où on voit bien un gros cristal d'olivine,
et des cristaux de diopside.
La
lherzolite est souvent recoupée par des fractures (figure
5-3, et note 7), et ses affleurements
mélangés à des brèches (roches formées
de petits blocs rocheux anguleux pris dans un ciment)
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*
2. Mise en place des massifs de lherzolite
Comment les massifs de lherzolite se sont-ils hissés depuis le haut du manteau supérieur jusqu'à la surface ? Le mode de leur mise en place est un peu différent selon les massifs, mais la figure 7 ci-dessous tente de schématiser l'"ancien" (élaboré il y a une cinquantaine d'années) mode général d'explication, s'appliquant peu ou prou à l'ensemble des massifs (note 3).
Figure
7. Schéma
général de la mise en place des massifs de lherzolite.
Cette figure résume les faits suivants :
Au milieu du Crétacé
le coulissage de la plaque Ibérie(qui, depuis le Trias ou le Jurassique
mais plus rapidement au Crétacé inférieur, dérive
vers le sud-est par rapport à l'Eurasie fixe : on parle de "décrochement
sénestre"), entraine, sur une assez grande largeur, une dislocation
de la zone de croûte continentale qui les joint (encore continentale
parce qu'elle n'a pas été atteinte, ou seulement un peu amincie,
par la formation de croûte océanique qui a ouvert le golfe de
Gascogne). Cette dislocation est un rift continental qui consiste essentiellement
en un amincissement et un morcellement de la croûte par étirement
(ou distension).
L'étirement se fait dans le sens nord--sud (surtout à
l'ouest), la dérive de l'Ibérie l'écartant un peu de
l'Eurasie), et principalement dans le sens NW-SE avec formation, à
l'Albien et au Cénomanien, soit entre -110 et -95 Ma, d'une
série de bassins d'effondrement dits de "pull-apart"
(voir le schéma), profonds, aux parois escarpées, et un fond
parcouru de failles normales sur lequel s'accumulent, dans beaucoup d'entre
eux, pendant le "rifting" et après, des sédiments
à type de flysch (d'où le "flysch noir " de
certaines parties de la zone nord-pyrénéenne actuelle) et des
brèches (conglomérat de blocs rocheux anguleux) qui résultent
d'éboulements rocheux et boueux (turbidites) à partir des sédiments
voisins..
L 'amincissement crustal est facilité par le jeu d'une
faille quasi-horizontale parcourant la lithosphère, dite "faille
de détachement" (voir les figures 3, et de
7 à 9), et implique le glissement vers le bas (en marches
d'escalier) de gros blocs crustaux entre des failles normales courbes. Il
implique aussi une montée de la lithosphère, donc du
manteau, par "ajustement isostatique" (selon le principe d'Archimède),
qui peut aller jusqu'à un bombement, à peine contrarié
par le poids des sédiments.
Ce rifting avec amincisseemnt de
la lithosphèe s'accompagne de deux phénomènes annexes
:
- un réchauffement de la croûte amincie (l'isotherme
600° monte jusqu'à son niveau): il est responsable du métamorphisme
dit "pyrénéen", de basse pression mais de haute température,
qu'on voit actuellement affecter, en particulier, les calcaires où
sont enchassés certains massifs de lherzolite le long de la faille
nord-pyrénéenne (c'est la "zone interne métamorphique")
;
- un "magmatisme alcalin" : une fusion partielle
des péridotites mantelliques juste sous la croûte entraîne
dans celle-ci des montées de magma basaltique qui cristallise souvent
à l'intérieur de la croûte sous forme de gabbro (ce basalte
est dit alcalin parce qu'il est, pendant sa traversée de la croûte,
contaminé par des minéraux riches en sodium et potassium ).
C'est l'ascension et l'extrusion,
autour de -100 Ma, dans l'épaisseur de cette croûte amincie et
morcelée, d'un bloc de manteau supérieur, qui explique l'affleurement
actuel, après érosion, d'un massif de lherzolite à la
surface de la croûte. Ce bloc monte jusqu'au niveau des sédiments
qui se sont déposés sur la croûte, avant et pendant le
rifting (du Trias au Crétacé inférieur). Les brèches
que son ascension provoque dans la lherzolite (fracturation) se mélangent
avec celles de ces sédiments. Par exemple à l'étang de
Lherz la lherzolite affleure au sein de marbres blancs jurassiques.
Par la suite, à la fin du Crétacé,
le déplacement de l'Ibérie
s'inverse ("inversion structurale") : il se fait dès lors
du sud vers le nord ou le nord-ouest, avec
pour conséquence la collision avec l'Eurasie et la compression du
rift responsable de la surrection des Pyrénées au début
de l'ère tertiaire. La zone nord-pyrénéenne, au nord
de la faille du même nom, est alors écrasée, parcourue
de failles inverses, et charriée vers le nord sur les sédiments
de l'avant-pays (chevauchement frontal nord-pyrénéen). Cette
compression achève d'expulser vers le haut, et souvent de fragmenter,
le bloc de lherzolite.
Figure
8. Schéma
expliquant l'amincissement de la croûte continentale et la dénudation
(ou exhumation) du manteau (a), ou cette dernière sans amincissement
préalable (b).
*
Un autre mode d'explication
de la présence d'un massif de lherzolite à la surface de la
croûte, un peu différent, a été proposé
à partir de 2008 (par Yves Lagabrielle de l'université de Montpellier2),
appliqué au massif de lherzolite de l'étang de Lherz.
Il est schématisé par les figures 8 et 9.
Selon cett interprétationn ("moderne")
une large dénudation (ou exhumation) sous-marine du manteau supérieur,
se produit au cours de l'Albien (-110 à -100 Ma, peut-être
dès l'Aptien : -125 à -112 Ma) dans le bassin d'Aulus (de type
"pull-apart") liée à l'extension de la croûte.
Elle est schématisée à la figure 8 (en
bas à droite), précédée d'un faible degré
de d'amincissement de celle-ci. Sur la partie dénudée du manteau
des fragments de lherzolite (des brèches) se mélangent à
des brèches calcaires jurassiques blanches. La formation des Pyrénées
et l'érosion ont porté à l'affleurement.ce mélange
lherzolite-calcaire
Cependant l'application de ce modèle au massif de lherzolite
de l'étang de Lherz est en fait contestée (par Elie-Jean Débroas
en 2012, de l'université de Toulouse) en raison d'un défaut
dans sa chronologie. En effet la dénudation du manteau est située
à l'Albien alors que les brèches sédimentaires sont constituées
de calcaire jurassique métamorphisé en marbre . Or c'est au
Cénomanien-Turonien (-100 à -90 Ma) que ce métamorphisme
s'est produit, peu avant le début de l'inversion structurale à
l'origine des Pyrénées.De plus le calcaire qui est sensé
s'être déposé sur la lherzolite (pour former de l"ophicalcite")
pendant l'exhumation est en fait plus récent (fin du Crétacé).
Ce modèle s'appliquerait mieux aux massifs de lherzolite
de l'ouest des Pyrénées, tel celui d'Urdach.
Figure
9. Shématisation du modèle
expliquant la mise en place du massif de l'étang de Lherz par dénudation
(ou exhumation).
*
3. Pourquoi
le "Mont chauve" est-il chauve ?
La structure de la lherzolite à l'échelle atomique fournit
en grande partie la réponse à cette question.
Elle est résumée schématiquement dans la
planche ci-dessous (figure 10), où elle est comparée
à celle du feldspath.
Figure
10. Planche rappelant la structure
de la terre et schématisant la structure de l'olivine, comparée
à celle du feldspath.
(Voir aussi :
- des schèmas
moins simplifiés dans un montage (cliquer
ici) : y figurent en haut deux schémas
tirés de Wikipédia, en bas un schéma tiré
du site de Sébatien Merkel ;
- des images tridimensionnelle de la structure
de l'olivine, qu'on peut faire tourner à sa guise dans deux sites :
*
l'un de Sébastien Merkel : cliquer
ici ;
*
l'autre, Webmineral.com : cliquer
ici.
Dans la structure du feldspath chaque tétraèdre
partage un atome d'oxygène avec les tétraèdres voisins (c'est un "tectosilicate"
; figure 10), ce qui limite la mobilité des uns par rapport aux
autres et implique qu'ils forment une charpente aérée. D'où la faible densité
de ce minéral et le fait que de gros cations, peu nombreux, de sodium,
potassium ou calcium, y trouvent suffisamment de place (des sites où
ils sont en contact avec 7 ou 9 oxygènes) pour venir équilibrer les
liaisons chimiques laissées libres dans les quelques tétraèdres où l'aluminium
(3 valences positives) remplace le silicium (4 valences) (note
9).
Quand la lherzolite (voir plus haut sa structure minéralogique)
du manteau supérieur (lithosphérique) subit une fusion partielle,
par décompression sous les dorsales océaniques ou favorisée par hydratation
dans les zones de subduction, c'est le feldspath surtout, avec une partie
des pyroxènes (le diopside), qui passe dans le liquide de fusion, c'est-à-dire
le magma de composition basaltique dont la cristallisation en basalte
va, plus haut, "fabriquer" de la croûte océanique.
La subduction de celle-ci est à l'origine de l'élaboration de
la croûte continentale (note 1).
C'est ainsi que le feldspath est le plus représentatif des minéraux de celle-ci,
avec le quartz, auquel il est associé dans le granite, et dont la structure
est voisine, mais qui est dépourvu d'aluminium, donc de cations.
La structure de l'olivine est très différente (figure
10). Les tétraèdres y sont isolés les uns des autres (ils n'ont
pas d'atomes d'oxygène communs, dits "pontants" : c'est un
"inosilicate" ), liés seulement par des cations. De ce fait ils
peuvent se placer tête-bêche et se tasser les uns contre les autres (tassement
qui s'accroit d'ailleurs sous l'effet des hautes pressions et de la température
qui règnent dans les profondeurs du manteau
(note 12). D'où la forte densité du minéral (3,2 à 3,6),
et le fait que seuls de petits cations, comme le fer et le magnésium,
peuvent se loger dans les interstices (des sites octaèdriques, c'est-à-dire
des polyèdres à 6 sommets, des oxygènes, et 8 faces),
où ils sont d'ailleurs nombreux, et lier ainsi les tétraèdres
(note 9).
La structure des pyroxènes peut être considérée
comme intermédiaire entre les deux.
La lherzolite, riche en
olivine, est donc pauvre en gros cations (sodium, potassium et calcium).
Or ces cations sont indispensables au fonctionnement des cellules vivantes,
animales et végétales : par exemple ce sont leurs flux à travers la
membrane des cellules qui commandent la contraction des muscles (du myocarde
en particulier, où ils sont aussi à la base de l'électrocardiogramme)
et la conduction des influx dans les neurones (note
2).
D'où
la pauvreté de la végétation
sur les massifs de lherzolite, et
le nom de "Mont Chauve" qu'ils portent souvent ("Bald
[ou Bare] Mountain" dans les pays de langue anglaise) et qui se retrouve
dans la toponymie : "Moncaup" donc," Moncaut" (Moun Caou
: mont chaud), l'"Escourgeat" (l'écorché).
Cette pauvreté de la végétation se
retrouve d'ailleurs dans les massifs de serpentine, ce qui n'est pas
étonnant puisque cette roche est le résultat d'une altération
par l'eau de l'olivine contenue dans la lherzolite ou les roches voisines
(note 8).
Cependant cette
règle n'est pas absolue. Certaines variétés
de pins, en particulier (comme le pin des Caraïbes), peu exigeantes en
sels minéraux et préadaptées de longue date, peuvent
pousser sur ces sols (note
7)
Un géographe et géologue
signale à l'auteur du site que les vastes massifs de péridotites
(lherzolites ou roches voisines, telle la harzburgite, roches dites ultra-mafiques,
c'est-à-dire contenant des minéraux riches en fer et magnésium)
qui occupent à peu près la moitié du territoire de la
Nouvelle-Calédonie et font la richesse du pays, sont porteurs d'une
végétation luxuriante très riche (2000 espèces
environ).
Mais ceci n'est que partiellement contradictoire
avec la notion d'hostilité de ces sols à la vie végétale.
Il s'agit en effet d'une végétation trés
particulière : toutes ces espèces sont des espèces
endémiques et préhistoriques, qui sont adaptées à
ces sols depuis très longtemps (depuis le Crétacé), et
fragiles. Les autres espèces, plus modernes, n'ont pas eu le temps
de s'y adapter. Un fois détruites par le feu ces forêts ne repoussent
qu'avec une extrème lenteur, sauf s'il s'agit de pins introduits à
partir des Caraïbes et préadaptés. A noter que d'une façon
générale une vie animale ou végétale a souvent
fini par s'adapter à des milieux extrèmes par leur température
ou leur composition chimique.
Sans doute y a-t-il eu aussi, dans un passé lointain,
sur les massifs de lherzolite pyrénéens, une végétation
plus riche qu'actuellemnt, et peut-être que ce sont les hommes qui
ont su profiter d'une faiblesse de la nature pour y entretenir un milieu ouvert.
Mais faute de cet entretien, seule une pinède y aurait repoussé
péniblemnt, ou d'autres espèces également peu exigeantes
en sels minéraux (sur ces sols on ne trouve pas, par exemple, de pousses
de hêtres pourtant abondants dans les forêts immédiatement
voisines), alors qu'ailleurs une reconquête par la végétation
normale d'un milieu ouvert se fait aisément et rapidement.
L'action de l'homme, peut-on penser, s'ajoute
donc à l'hostilité, d'origine minéralogique, de ces sols
à la végétation (lui imposant une très longue
adaptation par sélection naturelle), pour rendre "chauves"
les massifs de lherzolite.
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de page
4. Il exis t * e un sentier balisé, en circuit à partir de Moncau 4. Un sentier permet la découverte géologique du Calem
Ce sentier, balisé,
en circuit à partir du village de Moncaup, facile (durée 3 h,
dénivelé 250 m) est susceptible d'intéresser tout randonneur,
surtout s'il est un passioné de géologie.
À l'Office de tourisme du Canton du canton d'Aspet,
à Aspet (31160 ; tel. 05 61 94 86 51, contact@opyrenees.fr),
à la Maison des trois vallées, rue Arnaud
Latour (face au restaurant des 3 vallées),
on trouve un dépliant (figure
12) qui donne les informations nécessaires
et suffisantes pour parcourir au mieux ce sentier, tout en fournissant un
bon résumé de la géologie de ce "mont chauve"
appelé Calem.
Figure
12 .Extraits du dépliant consacré
à la découverte géologique du Calem (cliquer ici
pour le voir en entier).
*
 |
A première
vue il n'y a pas de lien entre ce compositeur russe (Modeste Moussorgski
: ci-contre) et la lherzolite Pourtant il y en a bien un. Il a en effet composé l'oeuvre symphonique "Une nuit sur le Mont Chauve", dont la version définitive est due à Rimsky-Korsakov. (Cliquer ici pour entendre un extrait du début de cette oeuvre, dans la version pour piano, par Brigitte Engerer, disque harmonia mundi [45'', 714 Ko]). Or ce Mont Chauve n'est pas le fruit de son imagination. Il existe une colline de ce nom dans les environs de Moscou, bien connue des moscovites (il existe une autre version : Moussorgski aurait composé son oeuvre après une promenade sur un "Mont Chauve" voisin de la ville de Kiev en Ukraine, appelé "Lysa Hora", réputé être un repaire de sorcières et lieu de culte sacré). Elle est bien connue également des géologues, car il s'agit là aussi d'un petit massif de lherzolite : d'où son nom (note 4). |
*
A
VOIR AUSSI, POUR EN SAVOIR PLUS sur la lherzolite, les péridotites
et les massifs de lherzolite en général, les SOURCES suivantes
:
Sur le web :
- site Planet-Terre
(hébergé par l'Ecole Nationale Supérieure de Lyon), page
sur les péridotites (Comment
présenter les péridotites ?) par Pierre Thomas, 2003
: http://planet-terre.ens-lyon.fr
(rechercher : "péridotites")
- site
du Muséum
d'Histoire Naturelle de Paris,
page Les lherzolites de l'étang
de Lherz : http://mnhn.fr/lherz/description.php
;
-
site Géolval,
document pdf : Des roches venues
des profondeurs, les lherzolites
(sur le massif du col d'Urdach dans les Pyrénées Atlantiques,
entre la vallée d'Aspe et celle du Vert (Barétous), à
4,5 km à l'est d'Aramits ; 2011) : http://www.geolval.fr/images/geolval/sorties/2011/sortie02/sortie_02.pdf
;
- site Géosciences
Montpellier, université de Montpellier2 :
Camille Clerc,
Exhumation du manteau pyrénéen à l'Albien : de la tectonique
à la sédimentation. Cartographie détaillée de
la région de Lherz, Mémoire
Master 2, 2008 : http://gm.univ-montp2.fr/spip/IMG/pdf/Memoire_M2_Camille_Clerc.pdf
;
-
site de Christian Nicollet,
page La lherzolite de l'Etang de Lers en
Ariège (photos intéressantes)
: http://christian.nicollet.free.fr/page/manteau/Lherz/lherzolite.html
;
- articles mis en ligne
(pdf) par l'Association
des Géologues du Sud-ouest :
. de Elie-Jean
Debroas, Joseph Canérot et Michel Bilotte,
de l'université deToulouse : Les Brèches
d'Urdach, témoins de l'exhumaion du manteau pyrénéen
dans un escarpement de faille vraconnien-Cénomanien inférieur
(zone nord-prénéenne, Pyrénées-Atlantiques, France,
paru dans la revue Géologie de la
France, n° 2 p. 53-64 : http://agso.brgm.fr/HTML/2010%20Debroas%20&%20al%20Géol%20France.pdf
;
.
de
Elie-Jean
Debroas,
du laboratoire Géosciences-Environnement de l'Université de
Toulouse
: Les massifs de
lherzolite des Pyrénées : 40 "monuments historiques du
Patrimoine géologique mondial à mettre en valeur et à
protéger",
paru dans le Bulletin d'information Les
Amis de Moncaut,
n°6, "Spécial géologie"
(note
5) :
http://agso.brgm.fr/HTML/Debroas%202011.pdf
(très intéressant) ;
- articles en anglais (mais dont les illustrations
sont à elles seules instructives):
. en pdf, de Yves Lagabrielle
et Jean-Louis Bodinier : Submarine
reworking of exhumed subcontinental mantle rocks : field evidencefrom the
lherz peridotites, French Pyrénées,
Geosciences Montpellier, université de Montpellier2 et CNRS Cc60, paru
dans la revue Terra
Nova,
20, 1 (2008) 11-21: http://www.gm.univ-montp2.fr/IMG/pdf/Lagabrielle_Bodinier2008.pdf
;
. de Yves Lagabrielle,
Pierre Labaume et Michel de Saint-Blanquat, de l'université de Montpellier2
: Mantle
exhumation, crustal denudation, and gravity tectonics during Cretaceous rifting
in the Pyrenean realm (SW Europe) : Insights from the geological setting of
the lherzolite bodies paru dans la revue Tectonics, volume 29, issue 4,
2010 : http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2009TC002588/full (il
y est question du massif de Moncaup).
Bibliographie
:
-
Joseph Canérot : Les Pyrénées,
volume 1 : histoire géologique et volume 2 : Itinéraires de
découverte, Atlantica/BRGM éditions,
2008 (au
sujet des lherzolites voir surtout les p. 247-255)
;
-
Patrick Cordier et
Hugues Leroux :
Ce que disent les minéraux,
éditions Belin et Pour la science,
2008 ;
-
Débroas Elie-Jean et Azambre Bernard : Des
brèches aux lherzolites. La mise en place des lherzolites dans les
fossés du flysch noir albo-cénomanien de la Ballongue et d'Aulus
(zone nord-pyrénéenne, Ariège),
topo-guide pour une excursion des 9 et
10 juin 2012 organisée par l'Association des Géologues du
Sud-Ouest (très complet) ;
-
Maurice Mattauer : Monts
et Merveilles, Beautés et richesses de la géologie,
Hermann, 1989 ;
- François Michel : Le
tour de France d'un géologue. Nos paysages ont une histoire,
Delachaux et Niestlé, BRGM éditions, 2008 (voir notamment la
page 353, sur la lherzolite) ;
- Michel Jaffrezo (coordonateur) : Pyrénées
orientales Corbières, Masson (Guides géologiques régionaux),
1977 (au sujet des massifs de lherzolite voir principalement les p. 24-25,
27 [carte] et 51-52).
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NOTES :
1. La fusion partielle de la lherzolite produi donc le basalte : en effet les pyroxènes (notamment le diopside) et le minéral alumineux (notamment le plagioclase) passent dans le liquide de fusion, de composition basaltique. Reste la harzburgite, péridotite qui est donc appauvrie en ces minéraux, et incapable, elle, de donner du basalte.
La lherzolite est donc la roche mère, représentative du manteau primitif..
Cependant, à force de produire du basalte, le manteau (par ailleurs malaxé par la convection) s'est depuis longtemps enrichi en harzburgite. Or, au contact de la harzburgite, certains magmas basaltiques pourraient rendre à celle-ci du diopside et du minéral alumineux,et reconstituer ainsi de la lherzolite. Les massifs de lherzolite étaient donc peut-être initialement, lors de leur mise en place, des massifs de harzburgite, mais reconvertie ultérieurement en lherzolite, comme le suggèrent certains détails de leur texture.
2.
Les roches de la famille
des péridotites (à
laquelle appartient la lherzolite) sont dites "ultrabasiques"
(ou plus rarement "ultramafiques"), le mot basique désignant
des roches magmatiques relativement pauvres en silice SiO2 (moins de 50% en
poids : les tétraèdres de Si comptent pour moins de la moitié
dans leur poids, et il n'y a pas de cristaux de quartz), mais riches en ions
de magnésium et de fer. Elles
s'opposent aux roches dites "acides" qui sont riches en silice (et
peuvent contenir des cristaux de quartz) mais pauvres en ions ferromagnésiens
(comme par exemple le granite).
On les range dans les roches magmatiques bien qu'elles ne
résultent pas du refroidissement d'un magma ; elles s'apparentent plustôt
aux roches métamorphiques.
(pour en savoir plus
on peut consulter dans le site Planet-Terre de l'Ecole Normale Supérieure
de Lyon une
page consacrée
aux péridotites)
3. Dans
le livre de Raymond Mirouse (de l'université de Toulouse) "Découverte
des Pyrénées occidentales", éditions du BRGM et
Elf aquitaine, 1988, la mise en place des massifs de lherzolite est déjà
bien expliquée par le schéma suivant
4.
Il s'agit peut-être de lherzolite appartenant non exactement à
un massif identique à ceux qu'on trouve dans les Pyrénées,
mais à une"
ophiolite", c'est-à-dire à un morceau d'écorce océanique
égaré sur un continent sous l'effet d'une poussée tectonique.
Dans son livre "Les montagnes sous la mer"
(BRGM, 1990), Adolphe Nicolas écrit (p. 111) au sujet des massifs de
péridotite en général: "Mont Chauve mis en musique
par Moussorgski, Bald Mountain ou Red Mountain, sur les cartes des pays de
langue anglaise, Kizil Dag ou Djebel Aswad (montagne rousse ou noire) en turc
ou en arabe, ces vocables peu encourageants annoncent aux voyageurs les massifs
de péridotites. On lie la dénudation de ces montagnes, aux teintes
noirâtres ou rougeâtres, à un chimisme particulièrement
pauvre, dominé par le magnésium, le silicium et le fer. Austères,
souvent sinistres, les massifs de péridotites n'attirent guère
plus les géologues que les foules. Et pourtant sous la monotonie des
paysages et l'uniformité brunâtre des affleurements se dissimulent
les secrets du manteau terrestre !".
5. Moncaut (avec un t ; l'étymologie est un peu différente : moun caou = mont chaud) est le nom d'un autre "mont chauve", un pic (782 m) qui est lui aussi un petit massif de lherzolite (figure ci-dessous) menacé par une carrière (d'où l'intérêt des "Amis de Moncaut" pour ces massifs), dans les Pyrénées-Atlantiques, situé dans la commune de Louvie-Juzon, environ 10 km à l'E - SE de cette petite ville, entre la vallée d'Ossau et la vallée de l'Ouzom (on y va par Pé de Hourat), donc pas très éloigné de celui du col d'Urdach (cliquer ici).
|
Le pic de Moncaut vu par Google Earth, à gauche, cerné par la forêt, et sur la carte géologique au 1/50000 du BRGM, à droite (la tache vert foncé au milieu de l'image > |
 |
6.
A noter qu'il existe, dans les Baronnies, tout près de la partie
basse de la vallée d'Aure, à Avezac (à
4 km à l'W-SW de La Barthe-de-Neste) un petit massif de lherzolite
associée à du calcaire jurassique : c'est la
petite butte qui porte la tour d'Avezac (photo ci-dessous, associée
à une coupe géologique), bien visible de la route D17. Il
en existe d'ailleurs un autre, 3 km plus à l'ouest, à Espèchère.
En haut : photo du village
d'Avezac, avec sa tour, à gauche, vestige d'une ancienne place
forte fo
.rtifiée
du XIIe siècle, portée par un piton rocheus constitué
en partie de lherzolite ;
A mi-hauteur : coupe géologique de
la région d'Avezac ;
En bas : photos, de la lherzolite à
gauche, du flysch noir à droite.
7.
Dans
son article sur les massifs de lherzolite des Pyrénées paru
en 2011 dans un numéro spécial du Bulletin d'information de
l'association "Les Amis de Moncaut" et édité sur le
web en document pdf
(voir la rubrique "VOIR AUSSI" ci-dessus, en bas de page),
Elie-Jean Debroas a inséré à la page 23 la photo d'un
massif de lherzolite, présenté comme étant
"Une exception qui confirme la règle",
celui du pic de Géral (1775 m.), au nord d'Ax-les-thermes (2
km au nord du col de Marmare), qui "masqué par sa pinède,
domine les pelouses environnantes". Il en existe d'autres
dans les Pyrénées.
Pourquoi cette exception ? Peut-être parce que la
pinède qui coiffe le sommet s'est adaptée à la pauvreté
du sol au cours de millions d'années d'évolution, puis n'a jamais
été défrichée.
 |
Extrait
de la carte au 1/250000 de la Société Nationale des Pétroles
d'Aquitaine. En haut à gauche, en rose, le massif métamorphique de St-Barthélémy. |
Images du pic de Géral
:
- en
haut : vue générale vers le sud-est ; au milieu, le pi,c
et la pinède qui le recouvre en partie ; à droite : le rocher
de Scaramus ; au fond les Pyrénées ;
- au milieu : carte situant approximativement
la partie du pic constituée par de la lherzolite, enchassée
dans du calcaire du Crétacé inférieur métamorphisé
à haute température ; photo du sommet (il n'y avait le 15 mai
2014 aucune fleur alors qu'elles étaient abondantes sous les pins de
la base calcaire) ;
- en bas : à gauche, aspect
crevassé de la lherzolite ; à droite, un bloc de lherzolite
vu de près, avec sa face superficielle
dont la couleur rougeâtre résulte d'une altération.
Macrophotographie
de la roche du pic de Géral : comme
dans la figure 6 on y voit des grains d'olivine abondants (plus oranges
que jaunes), des grains de clinopyroxène verts, et d'orthopyroxène
(marron foncé)
et de spinelle (noir).
Le
Bois de la Pinouse est le petit massif de lherzolite qui se situe au
nord-est du pic de Géral (carte). C'est la moitié W d'une longue
crête orientée SW-NE. Son sommet est constitué par de
la lherzolite (les deux photos), comme le pic de Géral, et elle est
quand même couverte comme lui par une forêt de pins. La moitié
E, par contre, est constituée par du calcaire métamorphique
(on est là dans la "zone interne métamorphique").
Dans la forêt qui la recouvre les hêtres se mélent aux
pins (ce qui se voit même sur des vues aériennes). Il semble
donc que si un sol lherzolitique tolère parfois une forêt de
pins, ce n'est peut-être pas le cas pour une forêt de hêtres.
8. Il
existe dans le nord-ouest de l'Aveyron, juste au nord-ouest de la petite ville
de Firmi, dans le bassin houiller de Décazeville (à 6 km au
sud-est de cette ville) un "mont chauve", appelé PUY DE
WOLF.
C'est un MASSIF DE SERPENTINITE (et non un terril, ou
un volcan...), le plus grand d'Europe (135 hectares, entre 240 et 425 m. d'altitude).
La serpentinite est une roche le plus souvent verte (mais rougeâtre
en surface par altération) ayant un aspect variable, ressemblant parfois
à des écailles de serpent (d'où le nom), et constituée
d'un minéral prédominant (plus de 70%), la serpentine (la roche
est couramment appelée aussi serpentine, mais son vrai nom, peu usité,
est serpentinite)
La serpentine
résulte de l'altération par l'eau des minéraux des
péridotites (par exemple la lherzolite), l'olivine, le principal, et
le pyroxène. Sa structure est différente de celle de l'olivine
: structure en feuillets empilés
(c'est un phyllosilicate),
associés à des molécules d'eau
(note 11). En fait il en existe trois structures différentes,
dont une fibreuse. Mais la composition chimique est voisine de celle des péridotites
: notamment richesse en petits cations (magnésium surtout, et fer),
pauvreté en gros cations (principalement en calcium). D'où,
comme
sur les massifs de lherzolite, un
sol (d'ailleurs peu épais) hostile à la végétation
sur les massifs de serpentinite, d'autant
plus que s'ajoute la présence (outre celle de magnétite) de
métaux lourds toxiques, comme le plomb, le nickel, le chrome, l'arsenic,
etc...
Ce
massif de serpentinite serait une partie de croûte océanique
(avec du manteau sous-jacent, donc des péridotites, mais serpentinisées
au contact de l'eau) qui, lors de la fermeture de l'océan qui
séparait deux continents (Armorica et Gondwana), au lieu de continuer
à s'enfoncer dans le manteau (subduction), serait remontée car
prise en sandwixh lors de l'affrontement des deux continents responsable de
l'édification de la chaîne hercynienne il y a 400 millions d'années
(on parle d'"ophiolite" quand une croûte océanique
s'égare sur une lithosphère continentale). Incorporée,
dans cette chaîne, à une unité chevauchante du nord vers
le sud , et métamorphisée par la compression, elle aurait été
isolée par l'érosion dans des terrains différents (on
parle de "klippe", dite de la Bessenoits, qui est un petit village
au nord), érosion, qui aurait de plus fait disparaître sa partie
supérieure basaltique.
A noter qu'il existe, environ 50 km au sud-ouest, à l'est
de Najac, un autre massif de serpentinite plus petit.
Ces massifs de serpentinite sont rares. Il en existe, tout
aussi "chauves" (comme les massifs de lherzolite des Pyrénées),
entre autres lieux,
- un dans le nord de l'Ardèche : le "Suc
de Clava" ;
- un autre en Italie, dans la plaine du Pô,
au sud-est d'Ivrea, connu sous le nom de "Mont Pelé" ;
- plusieurs
au Japon, où ces montagnes de serpentinite sont appelées
"Bozu-yama" (bozu, moine bouddhiste à tête
chauve, et yama, montagne).
 |
< le Puy de Wolf - en haut, à droite
: le magnifique bassin du cloître de l'abbaye de Conques
(qui est 9 km au nord-est), assemblage de blocs de serpentinite provenant
du Puy de Wolf, taillés et sculptés par les moines
à la fin du XIe siècle (voir ci-dessous un montage
de photos). - en bas à gauche : vue aérienne extraite de Géoportail, où l'aridité du Puy de Wolf tranche sur les forêts ou les prairies environnantes.
- en
bas à droite
: extrait de
la carte géologique au 1/50000 du BRGM.Decazeville |
*
PHOTOS du
Puy de Wolf, mettant en évidence le contraste
des végétations, entre celle, pauvre (sans arbre) et brunâtre
(photos prises au début du printemps, le 1er avril 2014), ou tout aussi
pauvre mais verdie par le printemps (photos prises au début de l'été,
le 24 juin 2015) du massif de serpentinite, dominant Firmi, et celle, normalement
verdoyante, des terrains environnantts :
La
pauvreté de sa végétation fait qu'on repère le
Puy de Wolf de loin dans le paysage, ici, à droite, sur une photo prise
vers le nord-nord-ouest depuis la région de Goutrens, à près
de 15 km.
Le
Puy de Wolf dans son écrin de verdure, au-dessus de Firmi (photo prise
le 24 juin 2015).
Le
Puy de Wolf, vu de Firmi, l'hiver
ou au début du printemps : la
photo a été prise le 1er avril 2014.
Vu
de la vallée, le Puy de Wolf, dont la maigre couverture végétale
contraste au début du printemps avec la verdure du premier plan.
Même
contraste avec un pré qui s'étend à sa base.
Photo
prise le 24 juin 2015 des abords du sommet. A droite, un bloc de serpentinite.
En haut la petite ville de Firmi étalée au pied du Puy de Wolf.
A gauche, l'ancienne carrière de serpentinite (photo ci-dessous) dans
un prolongement du massif vers l'est, au bord de la route D502.
Ancienne
carrière de serpentinite, au pied du massf : probablement celle
d'où ont été extraits les blocs de serpentinite qui,
taillés et sculpté,s ont constitué, assemblés,
le bassin (restauré en 1973) de l'ancien cloître de Conques
(voir la planche ci-dessus et le montage ci-dessous). Le matériau extrait
a aussi servi à la construction de maisons ou à l'empierrement
de routes dans la régon..
A gauche : bassin de l'ancien cloître,
au pied de l'abbatiale de Conques
;
A droite
: - en haut
: vue de la margelle du bassin (avec notamment, entre les chapiteaux finement
ciselés des colonnettes, des sculptures représentant des masques,
des personnages et des animaux) ;
-
au milieu : vue du bassin au milieu de l'ancien
cloître, dont il reste le côté ouest, au fond, et une petite
partie du côté est, au premier plan ;
-
en bas :
l'un des chapiteaux, à droite, de ce côté est du cloître,
probablement taillé dans un bloc de serpentine.
.
La serpentinite peut se présenter sous différents aspects
correspondant à trois textures différentes, dont une fibreuse.
Aspect ici très crevassé et stratifié d'une
petite falaise de serpentinite, sous le sommet du Puy (de l'herbe a poussé
à son pied : photo prise le 24 juin 2015).
.
Bloc
de serpentinite (dimension : environ 50 cm) au sommet du Puy de Wolf. La cassure
est francheemnt verte mais la surface est jaune du fait de son altération
par oxydation de l'olivine (minéral principal de la serpentine, comme
de la lherzolite dont elle dérive par hydratation).
Autre
bloc de serpentinite, faite de serpentine fibreuse (dimension : environ
8 cm), dont la surface est luisante et évoque la peau de serpent..
A
gauche
: une fleur emblématique
du
Puy de Wolf
, le "Tabouret de Firmi" (en latin Noccaea caerulescens
subsp. firmiensis, sous-espèce du Tabouret alpestre ; c'est une Crucifère,
ou Brassicacée).
En raison d'une particularité génétique elle
fait partie des planres capables d'absorber par leurs racines, et
d'accumuler dans leurs feuilles, des métaux lourds tels que le zinc,
le cadmium et le plomb. On la trouve rarement ailleurs, sur des sols
riches en ces métaux (qu'elles peuvent ainsi dépolluer), mais
elle est assez spécifique des massifs de serpentinite, en particulier
du Puy de Wolf. Ce serait une relique de l'époque pré et post-
glaciaire
A droite : la "Doradille de Maranta" (en latin
: Paragymnopteris marantae), fougère assez commune
qui s'est elle aussi adaptée à la serpentine.
(photo dont l'auteur est Benoit Bock ; elle fait partie des
nombreuses photos de fleurs visibles dans le site photoflora.
free.fr ; l'auteur du présent site remercie M. Bock pour l'avoir
autorisé à y insérer cette photo)
.
D'autres
photos du Tabouret de Firmi prises à des époques différentess
s ur le puy de Wolf: l'une,
à gauche, le 21 mai 2016 ; une autre,
au milieu, prise à une époque
où les fruits sont bien développés ; une troisième,
à droite, le 24 juin 2015, époque
à laquelle les fruits ont séché, et les fleurs disparu.
*
Pour EN
SAVOIR PLUS sur ce massif de serpentine de Firmi, voir :
- le petit livre (par l'épaisseur)
"La valse des continents", par Patrick De Wever et Francis Duranthon,
EDP sciences, 2015, 90 pages, 12 euros : voir les pages 69 et 70 (Roches
du manteau et végétation) ; excellent livre sur la Tectonique
des plaques, très bien illustré, facile à assimiler.
- les pages du site
web de Natura 2000 consacré au puy de Wolf, notamment la page
d'accueil pour accéder à 5 fiches reproduisant une belle exposition
apportant d'intéressantes informations sur la géologie et la
botanique, avec en particulier des photos de fleurs (dont certaines
ne poussent que sur les rares massifs de serpentinite, notamment une, endémique
donc, qui s'appelle "Tabouret de Firmi" : voir une photo ci-dessus)
; y voir aussi les pages de la rubrique "Découvrir le puy de Wolf";
- dans le site Planet-Terre - Ecole normale supérieure
de Lyon, 2 articles de Pierre Thomas, du laboratoire de géologie
:
* Carrière
de serpentinite à Chatillon, Val d'Aoste, Italie ;
* Sculptures
et objets en serpentinite et en pierre ollaire ;
9.
Le feldspath appelé orthose contient de ce
fait (oxygènes pontants) 4 tétraèdres (dont 3 avec Si
et 1 avec Al) pour 1 cation (K) : le pourcentage de Si est supérieur
à 50 %, on parle de minéral "acide". Dans la
variété d'olivine appelée forstérite (où
ce sont les cations qui sont pontants) il y a 1 tétraèdre (avec
Si) pour 2 cations (K) : le pourcentage de Si est inférieur à
50 %, on parle de minéral "basique" (ou même
ultra-basique), et comme les péridotites (dont la lherzolite) sont
riches en olivine ces roches sont dites basiques.
10. Il n'y a pas "une" olivine, mais une série continue de variétés d'olivine intermédiaures entre un pôle ferreux (la fayalite : Fe2SiO4) et un pôle magnésien (la forstérite : Mg2SiO4) ; l'olivine "usuelle" contient 10% de fayalite et 90% de forstérite.
11. Les
réactions de serpentinisation (à relativement haute
température) sont les suivantes:
- celle
où intervient le fer (qui est présent dans certains silicates
de la croûte continentale ,comme la péridotite ou la sidérite)
et dans laquelle le fer ferreux Fe++ se transforme en fer ferrique Fe+++ :
2FeO + H2O -> Fe3O3 + H2 (cette réaction produit donc, sans dégager
du CO2, de l'hydrogène appelé "hydrogène orange",
qui pourrait être dans l'avenir une source d'énergie ; une réaction
analogue (3FeCO3 + H2O -> Fe3O4 + 3CO2 + H2) produit aussi de l'hydrogène
mais en produisant aussi du CO2 (voir dans la revue Pour la Science,
n° 456, Octobre 2015, l'article "De l'hydrogène naturel
sous nos pieds", de Alain Prinzhofer et Eric Deville°).
-
2 Mg2SiO4 (forstérite, pôle magnésien de l'olivine usuelle)
+ 3 H2O --> Mg3Si2O5(OH4) (serpentine) + Mg(OH2) (brucite),
-
et 3 Fe2SiO1 (fayalite, pôle ferreux de l'olivine) + 2H2O --> 2Fe3O4
(magnétite) + 3 SiO2 + 2H2 (di-hydrogène = hydrogène
naturel).
A noter que :
- en présence de CO2 peut se produire la réaction
(catalysée par la magnétite) CO2 + 4H2 (di-hydrogène)
--> CH4 (méthane) + 2 H2O, donc production de méthane
(susceptible de brûler à l'air libre) suggérant que la
serpentinisation pourrait avoir été source de molécules
intervenant aux premiers stades du dévelopement de la vie sur terre
(voir un article de Pierre Thomas dans le site Planet-Terre - Ecole normale
supérieure de Lyon : Méthane
abiotique enflammé et sepentine du site de La Cimère, Cirali,
Turquie).
13.
Il existe, à la pointe sud de l'île d'Hawaï (USA), dans
une petite crique creusée dans du basalte résultant d'une éruption
qui remonte à -40000 ans, une plage verte (vert olive). Cette
couleur tient au fait que le "sable" en est constitué non
par des grains de quartz, comme celui des plages ordinaires, mais par des
cristaux d'olivine. Les
vagues ont érodé le basalte et ont ainsi libéré
les cristaux d'olivine, plus résistants, constitutifs
principaux des enclaves de ce basalte.
|
14. D'
une façon générale la serpentinite est un matérriau
aisé
à sculpter, avec un bon poli et et un fini luisant agréable
à l'oeil. Depuis longtemps il est utilisé dans la fabrication
de divers objets, et dans la décoration ou l'architecture.
|
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le 21
septembre 2023.