Val Troncea EarthCache

ENGLISH

Geology of the Alps

The Alps are part of the peri-Tethyan alpine chains , formed during the Mesozoic and Cenozoic alpine orogeny , stretching from the Maghreb (eg the Moroccan High Atlas ) to the Far East ( Himalayas ). Part of these mountain ranges (the peri-Mediterranean chains) comes from the opening and closing of ocean basins of the Tethys system . The existence of these orogens is related to the convergence of African and European plates and the interposition of blocks or microplates. The Alps proper extend over a thousand kilometers, between Genoa and Vienna , with a width between 100 and 400   kilometers. They can be subdivided into geographical, geological and topological criteria into three distinct parts   : the Western Alps, forming an arc between the Mediterranean Sea and the Valais   ; the Central Alps, between Valais and Graubünden ( Eastern Switzerland )   ; and the eastern and southern Alps, which extend across the plain of Pannonia west of the Carpathians .

The Western Alps arc is classically divided into two parts, separated by crustal pinch   : the outer zone and the inner zones. This overlap major juxtaposes different paleogeographic units have been stories tectonic and metamorphic different   : overall, the units of the outer zone correspond to the proximal parts of the European margin , which have been little shortened and little metamorphosed in Alpine history, while the internal units correspond to the more distal parts and the seafloor, which have suffered a stronger metamorphism and shortening. The deformations in the Alps (observable thanks to earthquakes and geodesy ) are currently weak to very weak. However, uplift rates of the order of 1   mm / year are observable in Switzerland   ; comparable data are not available in France or Italy, but vertical velocities are likely to be comparable. The origin of such an uprising remains largely debated today, the shortening in the Western Alps being weak to none.

Geological history of the Alps

From the Hercynian chain to the alpine ocean (Tethys alpine)

The Hercynian chain is formed from Carboniferous to Permian , the Variscan cycle being marked by an extensive episode of tectonic crustal thinning characterized by large faults ( normal and declining ), sedimentary basins and granitic intrusions . These structures are covered by Triassic sediments . The north-east / south-west direction, currently very well expressed in the Alps by metamorphic foliation and Hercynian faults (in the outer crystalline massifs of Mont Blanc and Belledonne in particular) is one of the Hercynian directions main. These directions constitute a pre-cut of the Pangéen continent which made it possible to locate the deformations during the Jurassic extension and the Alpine compression.

Thus rifting ( Lower Jurassic ), which culminates during the Middle Jurassic to the opening of the Alpine Tethys ( Ligurian-Piedmontese Ocean ), reuses these directions. Another oceanic opening, during the Cretaceous , takes up the post-rift sediments and leads further north to the formation of the Valaisan Ocean . This narrow oceanic basin delimits the Briançon microcontinent , also integrated into the Alpine prism. These oceanic openings are part of a global extensional context that sees the breakup of Pangea and the formation of the Atlantic Ocean during the Middle Jurassic . They are expressed by a rifting creating decakilometric half-graben basins separated by large crustal natural faults , then by the creation of passive margins. subsidentes . The sedimentary series of continental margins are derived from rocked basement blocks and sediments deposited on these blocks ⁴ , sometimes in a context of transpression along the north-Briançon margin, at the origin of the emplacement of ejected blocks ( callovo-oxfordian), generating important tectono-sedimentary breccias , gaps and paleokarsts (Prealps, Telegraph Breach, etc.). Oceanic sedimentary series, on the other hand, are derived from the ocean floor ( basic and ultrabasic rocks ) and overlying sediments.

From the continent to the ocean, we find the following paleogeographic domains   :

• the Dauphinois (or Helvetic ) domain consists of thick Jurassic marl-limestone series and underlined by large Cretaceous massive limestone bars , all surmounting the Paleozoic basement (external crystalline masses, MCE)   ;
• the ultradauphinois (or ultrahelvéthique ) and valaisan domains consist essentially of paleocene to eocene flyschs produced by the emergence of the eoalpine chain   ;
• the Briançonnais area is composed of a paleozoic basement composing the internal crystalline massifs (MCI) covered with a thick sedimentary pile (mainly Cretaceous Triassic)   ; there are also important gaps, breccia formations and palaeokarsts, testifying to intense erosions related to the movements of the shoulder of the rift Tethys I to Jurassic (Briançonnais)
• the Liguro-Piedmontese domains correspond to the ocean floor covered with deep sediments (the future lustrous schists )   ;
• Austro-alpine units come from the basement and cover of the African margin . These units are particularly expressed in the Eastern Alps but only constitute the nappe of the Dent Blanche and the Sesia zone in the Western Alps.

During the alpine orogeny , these different paleogeographic units will form the basis of the metamorphic and tectonic zonations. On a local scale, important distinctions are to be made, and juxtaposed units may have had different metamorphic histories.

Subduction then collision (compressive history)

In the Upper Cretaceous, the opening of the North Atlantic causes the stop of the opening of the Alpine Tethys , the rapprochement between Africa and Europe and the initiation of a southwestern vergence subduction . The European margin subducts under the Adriatic micro- plate . This micro-plate, in relation with the African plate , played a determining role in the alpine history.

Subduction (Cretaceous to Eocene) carries at great depth some parts of the European margin ( Lepontine nappes , or lower nappes), the Briançon micro-continent ( Mount Rose , Grand Paradis and Dora Maira ) and the Ligurian ocean floors (Gloss schists). ) and Valaisan ( Metamorphic Flyschs ). Eoalpine metamorphism, high pressure, indicates burial depths of 50 to 100   km following the units affected. Some parts of the ocean floor are not subducted, and a suture is observed in the Alps -   remnant of the alpine ocean   - characterized by basic rocks of oceanic affinity, obducted and integrated with the Pennic prism ( ophiolites of Mount Chenaillet ).

Subduction is followed from the Oligocene by a continental collision s.str. between the European and the Apulian margins ("   African   "). This collision causes large cartouches , folds , overlaps , schistosities , and, in general, a large compressive ductile deformation with pro vergence (north and west) and then backward (towards the south and west). the east) ^{N 3} . This ductile deformation is complex and polyphase. The juxtaposition of the Austro-Alpine units ( klippe of the Dent-Blanche), pennic (internal metamorphic zones) and external (European margin little metamorphic) is directly resulting from the early stages of this collision.

In the Miocene , the deformation is mainly expressed in a more brittle domain, with overlaps that propagate from the internal units to the more external units (towards the north and the west) and which mainly affect the European margin. The cover sheets (tablecloths of Dauphine / Helvetic) set up during the Oligocene are deformed by the lifting of the outer crystalline masses. The more external subalpine massifs (Dauphinois) continue to deform during the Miocene , in front of the external crystalline masses that rise. The Upper Miocene formation of the foreland chains ("   fold and thrust belt   ") Of the Jura and the tablecloth of Digne , sign the last compressive episodes of the alpine orogen.

During this long history compressive an important foreland basin (the Molasse Basin ) subsidy by flexure in front of the Alps from the Oligocene to Miocene means. The sediments deposited there are progressively deformed and integrated into alpine structures. The transfer of the deformation in front of the Molassic basin, on the front of the Jura , causes the lifting of it and the stop of the molasse sedimentation .

The Alpine history is also marked by significant deformation strike- which affects all tectonic units. The role of these moving movements, linked to rotations, is considered as major by some authors. The geodynamic origin of these recesses remains controversial, but they are largely related to the movements and anti-clockwise rotation of the Apulian microplate .

Late extensive evolution

The most recent history of internal Western Alps is expressed mainly by deformation extensive and strike-slip , while the early evolution was characterized mainly in distortions compressive . Extensive deformations of the internal zones are described as early as the Oligocene , in ductile condition .

Extensive brittle deformations have been observed in all internal zones, and reflect a predominant mechanism in the inner part of the western alpine arc; it is necessarily placed during the Neogene , while the external zones are subjected to a compressive regime. The active deformation, characterized by the seismotectonics , is mainly extensive in the internal zones, whereas the tectonic regime of the external zone is declining and compressive. The comparison with other orogeneses ( Himalaya , Andes , Apennines , Basin and Range , Hercynian chain ...) shows that the late evolution of a mountain range goes through extensive processes. The geodynamic origins of these extensive processes are numerous, and depend on the balance between the internal forces (forces of volumes) and external forces to the chain (forces at the limits).

The main rocks of the Alps

Most common rocks

Various types of rocks can be found in the Alps   :

• of sediments sailors ( limestones , dolomites , breccia ) dating from the Triassic to the Eocene and the Oligocene , from the Apulia or Europe, observable level tectonic units and Austro-Alpine south (example   : the tablecloth of the Dent Blanche), the middle Pennica, the Helvetic, the Jura   ;
• rocks of the Paleozoic continental crust ( granite , gneiss ) originating from the Piedmontese or Europe and observable at the level of the Austro-and South-Alpine tectonic units (ex   : the tablecloth of the Dent Blanche), the Middle Penny, the Helvetic and the external massifs, of Europe   ;
• of ophiolite Jurassic and Cretaceous (rarely Eocene) from the ocean and Piedmontese Valaisain   ;
• metamorphosed oceanic sediments   ;
• of flyschs   ;
• newer sediments and post-orogenic tertiary granites.

Gneiss

The gneisses are rocks metamorphic derived from rocks poor in calcium and magnesium , type marl or sandstone , for example. They are rocks quite close to the granites in terms of their mineralogical composition. They are very highly crystallized and therefore very consistent, which gives them a high resistance to erosion ¹⁴ . We can distinguish   :

• migmatitic gneisses, or migmatites   ;
• anatexites   ;
• eyed gneisses.

granite

molasse

It is a thick detrital sedimentary formation, generally in discordance with the underlying layers, deposited in a zone at the end of orogenistion.

flyschs

It is a thick sedimentary formation composed of a stack of turbidites, generally in agreement with the underlying layers and deposited in an orogenic zone today tectonized.

The Franco-Italian Alps: a chain of subduction-collision. The Piedmontese structural unit

The Piedmontese presents a triassic series essentially limestone, with intercalations of levels

gypsum; Above, there is the material that will become the lustrous schists: the Lias and the Middle Jurassic,

limestones and marl-limestones, the Malm showing black argillites (facies of Black shales) and radiolarites;

Lower Cretaceous and Upper Cretaceous base, also under facies Black Shales, Upper Cretaceous,

marl and limestone. It should be noted that in the Accéglio sector, the Upper Jurassic (or even the Upper Cretaceous) is

directly in contact with the Permo-Triassic quartzites, testifying to an intense erosion (syn-rift).

The lustrous Schistes known as "Piedmontese" constitute a heterogeneous whole. In the Western Alps, it is

possible to distinguish within this set of different lithological facies that are organized in series

coherent and mappable stratigraphic features belonging to two types of structural units:

- "Piedmontese" units (formerly called "pre-Piedmontese"), from a distal continental margin, where

The Lustrous Schists, following Upper Triassic dolomites and Rhetian, are of Cretaceous Liassic age.

superior;

- "Liguro-Piedmontese" units, of oceanic origin, where the Lustrous Schists, deposited on a substratum

ophiolitic, are Middle-Upper Jurassic to Upper Cretaceous

The Val Troncea Nature Park

The territory of the Val Troncea Natural Park, located in the heart of the High Alps, covers an area of ​​3280 hectares occupying the head of the catchment area of ​​the Chisone River, whose springs come from the Barifreddo and Appenna mountains; It is bordered by a large part of its perimeter by peaks of three thousand meters above sea level and quite insists the city of Pragelato (owner for 89% of the land).

The valley was formed as a result of glacier action and erosive phenomena still in progress.

The vegetation consists of larches sometimes associated with Swiss pine. The hooked, almost pure pine forest, above the village of Seytes, is interesting. The undergrowth is characterized by juniper, rhododendron, blueberry and green alder formations. At the bottom of the valley, there are rare birches and aspens.

Since the seventeenth century, the area has been mined and, with the construction of the Fenestrelle Fortress and Beth mining tunnels, which was used for a lot of wood, it was to create a distinctive landscape "groves".

Above the forests opens the fabulous world of alpine flowers, which gave the valley the name of Valle dei Fiori. The alpine flora is characterized by more species rooted in different soils and well represented by edelweiss, Alpine of the star, dall'astragalo alpine, violet calcarata to which are added the Pyrenees ranucolo, rhododendron, blue cornflower, soldanella, the willow fillet, tlaspid, calendula, EPILOBIO Fleisher, golden oat, gentian, dryad, mossy or flowering silenus, violet of Mont Cenis.

The fauna, generally represented by deer, is composed of many species such as wild boar, ibex (reintroduced from the park in the 80s), deer, deer, groundhog, vole of snow, the dormouse, the wolf, the fox and ermine.

Among the birds include Golden Eagle, Peregrine Falcon, Common Kestrel, Tengmalm Owl, Nutcracker, Ptarmigan, Great Spotted Woodpecker, Dipper, Woodpecker, Creeper, White Wagtail and Cruise. .

The rocks of Val Troncea

The rocks that emerge in Val Troncea preserve the memory of an important part of the geological history that led to the formation of the Alpine chain. Examples are the rock faces that extend from Mount Banchetta to Rognosa di Sestriere, consisting of ancient marine sediments deposited on the slightly submerged margins of an ancient continent, later transformed by metamorphism and again the summit of Rognosa where, as in other parts in Val Troncea, the remains of the bottom of an ocean called Tetide are preserved. Looking at the dolomitic walls of Mount Banchetta, one must imagine that 225 million years ago, the area that currently houses the Alpine range was completely submerged by a sea that stretched from the present-day mountains of Central Europe to the south. 'Africa. tropical. This sea has locally reached shallow depths (not more than 40 meters) and therefore high temperatures (about 20 degrees), ideal conditions for the activity of primitive animals (coelenterates madreporaria, bryozoans, spunge) and algae. The slow descent stimulates the production of these organisms which, to survive, will build their structures on the excavations of their predecessors, thus forming the current rock kisses of magnesium calcium carbonate (dolomites). Subsequently, in the Cretacea (period between 140 and 70 million years), the gradual lowering of the seabed no longer allowed the life of corals and madrepores   ; the slow sedimentation (on average of 30 centimeters every 100 years) but progressive sedimentation of clays, limestones and marls, forms deposits of power over two kilometers.

The other characteristic rocks of Val Troncea are the so-called   OFIOLITI   "Or"   Green Stones3, rocks believed to come from the bottom of an ancient ocean called Tethys. According to the theory of plate tectonics, ofliolites represent remains of oceanic lithosphere involved in the formation process of mountain ranges (orogeny). The characteristic types of this family are periodiches, gabbros and basalts, and constitute what remains Montello's black oceans and intrusive and effusive products from the deep fusion of the mantle itself. These rocks emerge near the hills of Beth and Arcano (Prasiniti), close to the Clapis pass, near Bric di Mezzogiorno (gabbri) and Cucuc bric (serpentiniti). The Berth and Arcan prasinites contain a large copper ore   : chalcopyrite (copper sulphide and iron) once extracted. The other minerals found are   Malachite, azurite, brochantite, chrysocolla and other hydrated copper minerals. For 120 million years, the gradual rapprochement of Eurasian and African clods has tightened all the material accumulated in the Tetide, deforming and fracturing it.   : in a game of pressures and temperatures, this process transformed limestone marl sediments into calcite and more rarely into micascites. The final result of the surges between the continental plates and the resulting compression reduced to a broad mountain range a few tens of kilometers of the pre-existing ocean, several hundred kilometers wide. In this sense, there are currently mixed oceanic rocks (dolphins) and dolomitic rocks of marine origin up to over 3000 meters in height. Such a lift, still in progress (about a millimeter per year), is however not perceptible if not instrumental, because it is largely compensated by the lowering of the alpine ridges due to erosive agents.

SOURCE S

https://fr.wikipedia.org/wiki/G%C3%A9ologie_des_Alpes#Roches_les_plus_communes

http://merco220.free.fr/cours/ResumeCoursAlpesM1GeolFrance.pdf

https://www.parchialpicozie.it/#

Information panel of Val Troncea - Via Della Pineta - Fraz Rua - 10060 Pragelato (TO)

To validate Earthcache, please answer the following questions tw o   :

1-    When was the Val Troncea Nature Park established?   ?

2-    Go to WP N 44.57911 E 6 ° 56.150. You will see this group of rocks. In the gallery on the cache page there is an image of this location with one of the rocks concealed. Based on your findings and your research, can you identify the type of rock for the one that is hidden in the gallery image?   (photo)

3-    You can if you wish, take a photo of the rock with your GPS to witness your passage (optional)

PLEASE SEND YOUR ANSWERS BY MESSAGING GEOCACHING AND LOGGER THE CACHE IN FOUND IT  

ITALIANO

Geologia delle Alpi

Le Alpi fanno parte delle catene alpine peri-Tethyan , formate durante l' orogenesi alpina mesozoica e cenozoica , che si estende dal Maghreb (ad esempio l' Alto Atlante marocchino) fino all'estremo oriente ( Himalaya ). Parte di queste catene montuose (le catene peri-mediterranee) proviene dall'apertura e dalla chiusura dei bacini oceanici del sistema Tethys . L'esistenza di questi orogeni è legata alla convergenza delle placche africane ed europee e all'interposizione di blocchi o micropiastre. Le Alpi proprio si estendono su un migliaio di chilometri, tra Genova e Vienna , con una larghezza compresa tra 100 e 400   chilometri. Possono essere suddivisi in criteri geografici, geologici e topologici in tre parti distinte   : le Alpi occidentali, formando un arco tra il Mar Mediterraneo e il Vallese   ; le Alpi centrali, tra il Vallese e i Grigioni ( Svizzera orientale)   ; e le Alpi orientali e meridionali, che si estendono attraverso la pianura della Pannonia a ovest dei Carpazi .

L'arco delle Alpi occidentali è classicamente diviso in due parti, separate da un pizzico di crosta   : la zona esterna e le zone interne. Questa sovrapposizione importante giustappone diverse unità paleogeografici sono state storie tettonica e metamorfica diverso   : nel complesso, le unità della zona esterna corrispondono alle parti prossimali del margine europeo, che sono state poco accorciate e poco metamorfizzate nella storia alpina, mentre le unità interne corrispondono alle parti più distali e al fondale marino, che hanno subì un più forte metamorfismo e accorciamento. Le deformazioni nelle Alpi (osservabili grazie ai terremoti e alla geodesia ) sono attualmente deboli a molto deboli. Tuttavia, i tassi di aggiornamento dell'ordine di 1   mm / anno sono osservabili in Svizzera   ; dati comparabili non sono disponibili in Francia o in Italia, ma è probabile che le velocità verticali siano comparabili. L'origine di tale insurrezione rimane ampiamente dibattuta oggi, l'accorciamento nelle Alpi occidentali è debole a nessuno.

Storia geologica delle Alpi

Dalla catena erciniana all'oceano alpino (Tethys alpine)

La catena ercinica è formata da Carbonifero a Permiano , il ciclo di Varisco è caratterizzato da un ampio episodio di diradamento crostale tettonico caratterizzato da grandi faglie ( normali e in calo ), bacini sedimentari e intrusioni granitiche . Queste strutture sono coperte da sedimenti del Triassico . La direzione nord-est / sud-ovest, attualmente molto ben espressa nelle Alpi da foliazione metamorfica e faglie erciniche (nei massicci cristallini esterni del Monte Bianco e in particolare di Belledonne ) è una delle direzioni erciniche principale. Queste direzioni costituiscono un pre-taglio del continente Pangéen che ha permesso di localizzare le deformazioni durante l'estensione giurassica e la compressione alpina.

Così rifting ( Giurassico inferiore ), che culmina durante il Medio Giurassico fino all'apertura della Tetide Alpina ( Oceano ligure-piemontese ), riutilizza queste direzioni. Un'altra apertura oceanica, durante il Cretaceo , riprende i sedimenti post-rift e conduce più a nord verso la formazione dell'Oceano del Vallese . Questo stretto bacino oceanico delimita il microcontinente di Briançon , anch'esso integrato nel prisma alpino. Queste aperture oceaniche fanno parte di un contesto estensionale globale che vede la rottura di Pangea e la formazione dell'Oceano Atlantico durante il Giurassico medio. Esse sono espresse da una rifting che crea bacini semi-graben decakilometrici separati da grandi difetti naturali della crosta, quindi dalla creazione di margini passivi. subsidentes . La serie sedimentaria di margini continentali è derivata da blocchi basculanti scantinati e sedimenti depositati su questi blocchi ⁴ , a volte in un contesto di transpressione lungo il margine nord-Briançon, all'origine della collocazione di blocchi espulsi ( callovo-oxfordiano), generando importanti brecce tectono-sedimentarie, lacune e paleocherche (Prealpi, Violazione del Telegrafo, ecc.). La serie sedimentaria oceanica, intanto, provengono dal fondo dell'oceano ( rocce basiche e ultrabasiche ) e sedimenti sovrastanti.

Dal continente all'oceano, troviamo i seguenti domini paleogeografici   :

• il dominio Dauphinois (o elvetico ) è costituito da una spessa serie di marne calcaree giurassiche e sottolineato da grosse sbarre di calcare massicce del Cretaceo, tutte sormontate dal basamento paleozoico (masse cristalline esterne, MCE)   ;
• i domini ultradauphinois (o ultrahelvéthique ) e valaisan consistono essenzialmente in flysch di tipo paleocenico o eocenico prodotti dall'emergere della catena eoalpina   ;
• l'area di Briançonnais è composta da un basamento paleozoico che compone i massicci cristallini interni (MCI) ricoperti da una fitta pila sedimentaria (principalmente Triassico Cretaceo)   ; ci sono anche lacune importanti, formazioni di breccia e paleocarpi, a testimonianza di intense erosioni legate ai movimenti della spalla della spaccatura Tethys I al giurassico (Briançonnais)
• i domini liguro-piemontesi corrispondono al fondo oceanico coperto di sedimenti profondi (i futuri scisti lucenti )   ;
• Le unità austro-alpine provengono dal seminterrato e dalla copertura del margine africano. Queste unità sono particolarmente espresse nelle Alpi orientali ma costituiscono solo la falda della Dent Blanche e della zona di Sesia nelle Alpi occidentali.

Durante l' orogenesi alpina, queste diverse unità paleogeografiche formeranno la base delle zonazioni metamorfiche e tettoniche. Su scala locale, devono essere fatte importanti distinzioni e le unità giustapposte possono avere avuto diverse storie metamorfiche.

Subduzione poi collisione (cronologia compressiva)

Nel Cretaceo superiore , l'apertura del Nord Atlantico causa la fine dell'apertura della Tetide Alpina , il riavvicinamento tra l'Africa e l'Europa e l'avvio di una subduzione del sudovest vergence. I subdotti di margine europei sotto la micropiastra adriatica . Questa micropiastra, in relazione alla placca africana , ha avuto un ruolo determinante nella storia alpina.

La subduzione (da Cretaceo a Eocene) porta a grande profondità alcune parti del margine europeo ( pannolini di Lepontine, o pannolini inferiori), il micro-continente di Briançon ( Monte Rosa , Grand Paradis e Dora Maira ) e i fondali dell'oceano Ligure (Scisti lucenti). ) e Valaisan ( Flysch metamorphic ). Il metamorfismo eoalpino, alta pressione, indica profondità di sepoltura da 50 a 100   km seguendo le unità interessate. Alcune parti del fondo oceanico non vengono subdotte e una catena di sutura viene osservata nelle Alpi -   resto dell'oceano alpino   - caratterizzato da rocce di base di affinità oceanica, ostruito e integrato con il prisma Pennico ( ofioliti del Monte Chenaillet ).

La subduzione è seguita dall'Oligocene da una collisione continentale s.str. tra i margini europeo e pugliese ("   africano   "). Questa collisione causa grandi cartigli , pieghe , sovrapposizioni , scistosità e, in generale, una grande deformazione duttile a compressione con pro vergenza (nord e ovest) e poi indietro (verso sud e ovest). est) ^{N 3} . Questa deformazione duttile è complessa e polifase. La giustapposizione delle unità austro-alpine ( klippe delle Dent-Blanche), penniche (zone metamorfiche interne) ed esterne (margine europeo poco metamorfico) deriva direttamente dalle prime fasi di questa collisione.

Nel Miocene , la deformazione è principalmente espressa in un dominio più fragile, con sovrapposizioni che si propagano dalle unità interne alle unità più esterne (verso nord e ovest) e che riguardano principalmente il margine europeo. Le copertine (tovaglie di Dauphine / Helvetic) create durante l' Oligocene sono deformate dal sollevamento delle masse cristalline esterne. I massicci subalpini più esterni (Dauphinois) continuano a deformarsi durante il Miocene , di fronte alle masse cristalline esterne che si ergono. La formazione del Miocene superiore delle catene forelandesi ("   cintura pieghevole e spinta   ") Del Giura e della tovaglia di Digne , firmare gli ultimi episodi compressivi dell'orogeno alpino.

Durante questa lunga storia compressivo un importante bacino di avampaese (la Molasse bacino ) sovvenzioni da parte di flessione di fronte delle Alpi dalla Oligocene al Miocene mezzi. I sedimenti depositati lì sono progressivamente deformati e integrati nelle strutture alpine. Il trasferimento della deformazione di fronte al bacino molassico, sul fronte del Giura , provoca il suo sollevamento e la fermata della molassa sedimentazione .

La storia alpino è anche caratterizzato da una deformazione strike- che interessa tutte le unità tettoniche. Il ruolo di questi movimenti in movimento, legati alle rotazioni, è considerato importante da alcuni autori. L'origine geodinamica di questi recessi rimane controverso, ma sono in gran parte legati ai movimenti e alla rotazione antioraria della micropiastra pugliese .

Evoluzione tardiva estesa

La storia più recente di Alpi occidentali interni si esprime soprattutto dalla deformazione ampia e strike-slip , mentre la prima evoluzione è stata caratterizzata principalmente distorsioni alla compressione . Estese deformazioni delle zone interne sono descritte fin dall'Oligocene , in condizioni duttili .

Intere deformazioni fragili sono state osservate in tutte le zone interne e riflettono un meccanismo predominante nella parte interna dell'arco alpino occidentale; è necessariamente posizionato durante il Neogene , mentre le zone esterne sono sottoposte a un regime di compressione. La deformazione attiva, caratterizzata dalla sismotettonica , è principalmente estesa nelle zone interne, mentre il regime tettonico della zona esterna è in declino e compressione. Il confronto con altre orogenesi ( Himalaya , Ande , Appennino , Bacino e Gamma , catena di Hercynian ...) mostra che la tarda evoluzione di una catena montuosa passa attraverso processi estesi. Le origini geodinamiche di questi ampi processi sono numerose e dipendono dall'equilibrio tra le forze interne (forze dei volumi) e le forze esterne alla catena (forze ai limiti).

Le principali rocce delle Alpi

Rocce più comuni

Vari tipi di rocce possono essere trovati nelle Alpi   :

• di sedimenti marinai ( calcari , dolomie , breccia ) risalente al Triassico al Eocene e Oligocene , dalla Puglia o in Europa, a livello di unità tettoniche osservabile e austro-alpino sud (ad esempio   : la tovaglia della Dent Blanche), la media Pennica, l'Elvetico, il Giura   ;
• rocce della crosta continentale paleozoica ( granito , gneiss ) provenienti dal piemontese o dall'Europa e osservabili a livello delle unità tettoniche austro-e sud-alpine (ex   : la tovaglia della Dent Blanche), il Medio Penny, l'Elvetica e i massicci esterni dell'Europa   ;
• di ofioliti Giurassico e Cretaceo (raramente Eocene) dal mare e piemontese Valaisain   ;
• sedimenti oceanici metamorfosati   ;
• di flyschs   ;
• sedimenti più recenti e graniti terziari post-orogenici.

gneiss

Gli gneiss sono rocce metamorfiche derivate da rocce povere di calcio e magnesio , tipo marne o arenaria , per esempio. Sono rocce abbastanza vicine ai graniti in termini di composizione mineralogica. Sono altamente cristallizzati e quindi molto coerenti, il che conferisce loro un'elevata resistenza all'erosione ¹⁴ . Possiamo distinguere   :

• gneiss migmatitici o migmatiti   ;
• le anatexites   ;
• Gneisses dagli occhi.

granito

molasse

È una formazione sedimentaria detritica spessa, generalmente in discordanza con gli strati sottostanti, depositata in una zona alla fine di orogenesi.

flyschs

Si tratta di una spessa formazione sedimentaria composta da una pila di torbiditi, generalmente in accordo con gli strati sottostanti e depositata in una zona orogenica oggi tettonizzata.

Le Alpi franco-italiane: una catena di collisioni di subduzione. L'unità strutturale piemontese

Il piemontese presenta una serie triassica essenzialmente calcarea, con intercalazioni di livelli

gesso; Sopra, c'è il materiale che diventerà gli scisti brillanti: il Lias e il Giurassico medio,

calcari e marne calcaree, il Malm con argilliti neri (facies di scisti neri) e radiolariti;

Cretaceo inferiore e Cretacico superiore, anche sotto la faccia Black Shales, Upper Cretaceous,

marna e calcare. Va notato che nel settore Accéglio, il Giurassico superiore (o anche il Cretaceo superiore) lo è

direttamente in contatto con le quarziti Permo-Triassico, che testimoniano un'erosione intensa (syn-rift).

I brillanti Schistes detti "piemontesi" costituiscono un insieme eterogeneo. Nelle Alpi occidentali, lo è

possibile distinguere all'interno di questa serie di facies litologiche diverse che sono organizzate in serie

caratteristiche stratigrafiche coerenti e mappabili appartenenti a due tipi di unità strutturali:

- Unità "piemontesi" (precedentemente denominate "pre-piemontesi"), da un margine continentale distale, dove

Gli Scisti Lustri, seguendo le dolomie triassiche superiori e i Rhetiani, sono di età littica cretacea.

superiore;

- Unità "liguro-piemontesi", di origine oceanica, dove gli Scisti Lustri, depositati su un substrato

ofiolitico, sono il Giurassico medio-superiore al Cretaceo superiore

Il Parco Naturale della Val Troncea

Il territorio del Parco Naturale della Val Troncea, situato nel cuore delle Alte Alpi, si estende su un'area di 3280 ettari occupando la testa del bacino idrografico del fiume Chisone, le cui sorgenti provengono dai monti Barifreddo e Appenna; Confina con gran parte del suo perimetro da picchi di tremila metri sul livello del mare e insiste abbastanza nella città di Pragelato (proprietario per l'89% del terreno).

La valle si è formata a causa dell'azione dei ghiacciai e dei fenomeni erosivi ancora in corso.

La vegetazione è costituita da larici talvolta associati al pino svizzero. Interessante è la pineta uncinata, quasi pura, sopra il villaggio di Seytes. Il sottobosco è caratterizzato da formazioni di ginepro, rododendro, mirtillo e ontano verde. In fondo alla valle ci sono rare betulle e pioppi.

Sin dal XVII secolo, l'area è stata sfruttata e, con la costruzione delle gallerie della Fortezza di Fenestrelle e di Beth, utilizzate per un sacco di legno, è stato creato un "boschetto" paesaggistico distintivo.

Sopra le foreste si apre il favoloso mondo dei fiori alpini, che ha dato alla valle il nome di Valle dei Fiori. La flora alpina è caratterizzata da più specie radicate in diversi suoli e ben rappresentate dalla stella alpina, dalla stella alpina, dall'astragalo alpino, dalla calcarata viola a cui si aggiungono il ranucolo dei Pirenei, il rododendro, il fiordaliso blu, la soldanella, il filetto di salice, tlaspid, calendula, EPILOBIO Fleisher, avena dorata, genziana, driade, silano muschioso o fiorito, viola del Mont Cenis.

La fauna, generalmente rappresentata da cervi, è composta da molte specie come cinghiale, stambecchi (reintrodotti dal parco negli anni '80), cervi, daini, marmotta, arvicole di neve, il ghiro, il lupo, il volpe e ermellino.

Tra gli uccelli vi sono l'aquila reale, il falco pellegrino, il gheppio, il tengmalm, lo schiaccianoci, la pernice bianca, il picchio rosso maggiore, il merlo acquaiolo, il picchio, il rampicante, la ballerina bianca e la crociera. .

Le rocce della Val Troncea

Le rocce che emergono in Val Troncea preservano la memoria di una parte importante della storia geologica che ha portato alla formazione della catena alpina. Esempi sono le pareti rocciose che si estendono dal Monte Banchetta alla Rognosa di Sestriere, costituite da antichi sedimenti marini depositati sui margini un po 'sommersi di un antico continente, poi trasformati dal metamorfismo e nuovamente dalla vetta del Rognosa dove, come in altre parti della Val Troncea, si conservano i resti del fondo di un oceano chiamato Tetide. Guardando le pareti dolomitiche del monte Banchetta, bisogna immaginare che 225 milioni di anni fa, l'area che attualmente ospita la catena alpina fosse completamente sommersa da un mare che si estendeva dalle attuali montagne dell'Europa centrale a sud. Africa. tropicale. Questo mare ha localmente raggiunto profondità poco profonde (non più di 40 metri) e quindi alte temperature (circa 20 gradi), condizioni ideali per l'attività degli animali primitivi (celenterati madreporaria, briozoi, spunge) e alghe. La lenta discesa stimola la produzione di questi organismi che, per sopravvivere, costruiranno le loro strutture sugli scavi dei loro predecessori, formando così gli attuali baci di roccia del carbonato di calcio di magnesio (dolomie). Successivamente, nella Cretacea (periodo tra 140 e 70 milioni di anni), il graduale abbassamento del fondo marino non consentiva più la vita di coralli e madrepore   ; la lenta sedimentazione (mediamente di 30 centimetri ogni 100 anni) ma la progressiva sedimentazione di argille, calcari e marne, forma depositi di potenza su oltre due chilometri.

Le altre rocce caratteristiche della Val Troncea sono le cosiddette   Ofioliti   "O"   Green Stones3, le rocce hanno creduto di venire dal fondo di un antico oceano chiamato Tethys. Secondo la teoria della tettonica a placche, le oflioliti rappresentano i resti della litosfera oceanica coinvolti nel processo di formazione delle catene montuose (orogenesi). I tipi caratteristici di questa famiglia sono periodici, gabbri e basalti e costituiscono ciò che rimane I neri oceani del Montello e i prodotti invadenti ed effusivi dalla profonda fusione del mantello stesso. Queste rocce emergono vicino alle colline di Beth e Arcano (Prasiniti), vicino al passo del Clapis, vicino a Bric di Mezzogiorno (gabbri) e Cucuc bric (serpentiniti). I prasiniti di Berth e Arcan contengono un grande minerale di rame   : calcopirite (solfuro di rame e ferro) una volta estratto. Gli altri minerali trovati sono   Malachite, azzurrite, brochantite, crisocolla e altri minerali di rame idrati. Per 120 milioni di anni, il graduale riavvicinamento delle zolle euroasiatica e africana ha rafforzato tutto il materiale accumulato nel Tetide, deformandolo e fratturandolo.   : in un gioco di pressioni e temperature, questo processo ha trasformato i sedimenti di calcare marnoso in calcite e più raramente in micascite. Il risultato finale delle ondate tra le placche continentali e la compressione risultante si ridusse a un'ampia gamma di montagne a poche decine di chilometri dell'oceano preesistente, di diverse centinaia di chilometri. In questo senso, attualmente esistono rocce oceaniche miste (delfini) e rocce dolomitiche di origine marina che superano i 3000 metri di altezza. Un tale sollevamento, ancora in corso (circa un millimetro all'anno), non è tuttavia percepibile se non strumentale, in quanto è ampiamente compensato dall'abbassamento delle dorsali alpine a causa di agenti erosivi.

SOURCE S

https://fr.wikipedia.org/wiki/G%C3%A9ologie_des_Alpes#Roches_les_plus_communes

http://merco220.free.fr/cours/ResumeCoursAlpesM1GeolFrance.pdf

https://www.parchialpicozie.it/#

Scheda informativa di Val Troncea - Via Della Pineta - Fraz Rua - 10060 Pragelato (TO)

Per convalidare Earthcache, si prega di rispondere alle seguenti domande tw o   :

1-    Quando è stato istituito il Parco Naturale della Val Troncea ?   ?

2-    Vai a WP N 44.57911 E 6 ° 56.150. Vedrai questo gruppo di rocce. Nella galleria sulla pagina della cache c'è un'immagine di questa posizione con una delle rocce nascoste. Sulla base delle tue scoperte e della tua ricerca, puoi identificare il tipo di roccia per quella che è nascosta nell'immagine della galleria? (photo)

3-    Puoi, se lo desideri, scattare una foto della roccia con il tuo GPS per assistere al tuo passaggio (opzionale)

PER FAVORE INVIATE LE VOSTRE RISPOSTE MEDIANTE MESSAGGISTICA GEOCACHING E LOGGER LE CACHE IN TROVARLO  

FRANÇAIS

Géologie des Alpes

Les Alpes font partie des chaînes alpines péri-téthysiennes, formées au cours de l'orogenèse alpine pendant le Mésozoïque et le Cénozoïque, qui s’étendent du Maghreb (par exemple le Haut Atlas marocain) à l’Extrême-Orient (Himalaya). Une partie de ces chaînes de montagnes (les chaînes péri-méditerranéennes) est issue de l’ouverture, puis de la fermeture de bassins océaniques du système téthysien. L’existence de ces orogènes est liée à la convergence des plaques africaine et européenne et à l'interposition de blocs ou de microplaques. Les Alpes proprement dites s’étendent sur un millier de kilomètres, entre Gênes et Vienne, avec une largeur comprise entre 100 et 400 kilomètres. On peut les subdiviser sur des critères géographiques, géologiques et topologiques, en trois parties distinctes : les Alpes occidentales, qui forment un arc entre la mer Méditerranée et le Valais ; les Alpes centrales, entre le Valais et les Grisons (Suisse orientale) ; et les Alpes orientales et méridionales, qui s’ensellent dans la plaine de Pannonie à l’ouest des Carpates.

L’arc des Alpes occidentales est classiquement subdivisé en deux parties, séparées par le chevauchement pennique crustal : la zone externe et les zones internes. Ce chevauchement majeur juxtapose des unités paléogéographiques distinctes, ayant eu des histoires tectoniques et métamorphiques différentes : globalement, les unités de la zone externe correspondent aux parties proximales de la marge européenne, qui ont été peu raccourcies et peu métamorphisées lors de l’histoire alpine, alors que les unités internes correspondent aux parties plus distales et au plancher océanique, qui ont subi un métamorphisme et un raccourcissement plus fort. Les déformations dans les Alpes (observables grâce aux séismes et à la géodésie) sont actuellement faibles à très faibles. Cependant, des taux de soulèvement de l'ordre de 1 mm/an sont observables en Suisse ; des données comparables ne sont pas disponibles en France ou en Italie, mais il est probable que les vitesses verticales soient comparables. L'origine d'un tel soulèvement reste aujourd'hui largement débattu, le raccourcissement dans les Alpes occidentales étant faible à nul.

Histoire géologique des Alpes

De la chaîne hercynienne à l'océan alpin (Téthys alpine)

La chaîne hercynienne se forme du Carbonifère au Permien, le cycle varisque étant marqué par un épisode extensif d'amincissement crustal tectonique caractérisé par de grandes failles (normales et décrochantes), des bassins sédimentaires et des intrusions granitiques. Ces structures sont recouvertes par les sédiments triasiques. La direction nord-est/sud-ouest, actuellement très bien exprimée dans les Alpes par la foliation métamorphique et les failles d'âge hercynien (dans les massifs cristallins externes du mont Blanc et de Belledonne en particulier) est l’une des directions hercyniennes principales. Ces directions constituent un prédécoupage du continent pangéen qui a permis de localiser les déformations lors de l’extension jurassique et de la compression alpine.

Ainsi le rifting (Jurassique inférieur), qui aboutit pendant le Jurassique moyen à l’ouverture de la Téthys alpine (océan liguro-piémontais), réutilise ces directions. Une autre ouverture océanique, pendant le Crétacé, reprend les sédiments post-rift et conduit plus au nord à la formation de l’océan Valaisan. Ce bassin océanique étroit délimite le microcontinent briançonnais, également intégré au prisme alpin. Ces ouvertures océaniques font partie d’un contexte global d’extension qui voit l’éclatement de la Pangée et la formation de l’océan Atlantique au cours du Jurassique moyen. Elles s’expriment par un rifting créant des bassins en demi-graben de dimension décakilométrique séparés par de grandes failles normales crustales, puis par la création de marges passives subsidentes. Les séries sédimentaires des marges continentales sont issues de blocs de socle basculés et de sédiments déposés sur ces blocs⁴, parfois dans un contexte de transpression le long de la marge nord-briançonnaise, à l'origine de la mise en place de blocs éjectés (au callovo-oxfordien), générant d'importantes brèches tectono-sédimentaires, des lacunes et paléokarsts (Préalpes, brèche du Télégraphe, etc.). Les séries sédimentaires océaniques, quant à elles, sont issues du plancher océanique (roches basiques et ultrabasiques) et des sédiments sus-jacents.

Du continent à l’océan, on retrouve les domaines paléogéographiques suivants :

• le domaine dauphinois (ou helvétique) est constitué de séries marno-calcaires jurassique épaisses et souligné par de grosses barres de calcaire massif du Crétacé, le tout surmontant le socle paléozoïque (massifs cristallins externes, MCE) ;
• les domaines ultradauphinois (ou ultrahelvéthique) et valaisans sont essentiellement constitués de flyschs paléocènes à éocènes produits par l’émersion de la chaîne éoalpine ;
• le domaine briançonnais est formé d'un socle paléozoïque composant les massifs cristallins internes (MCI) recouvert d’une épaisse pile sédimentaire (Trias à Crétacé principalement) ; on y observe également d'importantes lacunes, des formations bréchiques et des paléokarsts, témoignant d'intenses érosions liées aux mouvements de l'épaulement du rift téthysien au Jurassique (Briançonnais)
• les domaines liguro-piémontais correspondent au plancher océanique recouvert de sédiments profonds (les futurs schistes lustrés) ;
• les unités austro-alpines proviennent du socle et de la couverture de la marge africaine. Ces unités sont particulièrement exprimées dans les Alpes orientales mais ne constituent que la nappe de la Dent Blanche et de la zone Sésia dans les Alpes occidentales.

Au cours de l’orogénèse alpine, ces différentes unités paléogéographiques vont constituer la base des zonations métamorphiques et tectoniques. À une échelle locale, des distinctions importantes sont à faire, et des unités juxtaposées peuvent avoir eu des histoires métamorphiques différentes.

Subduction puis collision (histoire compressive)

Au Crétacé supérieur, l’ouverture de l’Atlantique Nord provoque l’arrêt de l’ouverture de la Téthys alpine, le rapprochement entre l'Afrique et l’Europe et l'initiation d'une subduction à vergence sud-ouest. La marge européenne subducte sous la micro-plaque adriatique. Cette micro-plaque, en relation avec la plaque africaine, a joué un rôle déterminant dans l’histoire alpine.

La subduction (Crétacé à Éocène) transporte à grande profondeur certaines parties de la marge européenne (nappes lépontines, ou nappes penniques inférieures), du micro-continent briançonnais (mont Rose, Grand Paradis et Dora Maira) et les planchers océaniques Ligure (schistes lustrés) et Valaisan (Flyschs métamorphiques). Le métamorphisme éoalpin, de haute pression, indique des profondeurs d’enfouissement de 50 à 100 km suivant les unités affectées. Certaines parties du plancher océanique ne sont pas subductées, et on observe dans les Alpes une suture — vestige de l'océan alpin — caractérisée par des roches basiques d’affinité océanique, obductées et intégrées au prisme pennique (ophiolites du mont Chenaillet).

La subduction est suivie dès l’Oligocène par une collision continentale s.str. entre les marges européenne et apulienne (« africaine »). Cette collision provoque de grands charriages, des plis, des chevauchements, des schistosités, et, d’une manière générale, une importante déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le nord et l’ouest) puis rétro- (vers le sud et l’est)^{N 3}. Cette déformation ductile est complexe et polyphasée. La juxtaposition des unités austro-alpines (klippe de la Dent-Blanche), penniques (zones internes métamorphiques) et externe (marge européenne peu métamorphique) est directement issue des stades précoces de cette collision.

Au Miocène, la déformation s’exprime principalement en domaine plus cassant, avec des chevauchements qui se propagent des unités internes vers les unités plus externes (vers le nord et l’ouest) et qui affectent principalement la marge européenne. Les nappes de couverture (nappes dauphinoises / helvétiques) mises en place au cours de l’Oligocène sont déformées par le soulèvement des massifs cristallins externes. Les massifs subalpins plus externes (Dauphinois) continuent à se déformer pendant le Miocène, en avant des massifs cristallins externes qui se soulèvent. La formation, au Miocène supérieur, des chaînes d’avant-pays (« fold and thrust belt ») du Jura et de la nappe de Digne, signe les derniers épisodes compressifs de l’orogène alpin.

Au cours de cette longue histoire compressive, un important bassin d’avant-pays (le bassin molassique) subside par flexure, en avant de la chaîne alpine de l’Oligocène au Miocène moyen. Les sédiments qui s’y déposent sont progressivement déformés et intégrés aux structures alpines. Le transfert de la déformation en avant du bassin molassique, au front du Jura, provoque le soulèvement de celui-ci et l’arrêt de la sédimentation de molasse.

L’histoire alpine est également marquée par une importante déformation décrochante qui affecte toutes les unités tectoniques. Le rôle de ces mouvements décrochants, liés à des rotations, est considéré comme majeur par certains auteurs. L’origine géodynamique de ces décrochements reste discutée, mais ils sont en grande partie liés aux mouvements et à la rotation anti-horaire de la micro-plaque apulienne.

L'évolution extensive tardive

L’histoire la plus récente des Alpes occidentales internes s’exprime par une déformation principalement extensive et décrochante, alors que l’évolution précoce se caractérisait dans des déformations principalement compressives. Des déformations extensives des zones internes sont décrites dès l’Oligocène, en condition ductile.

Des déformations extensives cassantes ont été observées dans l'ensemble des zones internes, et reflètent un mécanisme prépondérant dans la partie interne de l’arc alpin occidental; elle se place nécessairement pendant le Néogène, pendant que les zones externes sont soumises à un régime compressif. La déformation active, caractérisée par la sismotectonique, est principalement extensive dans les zones internes, alors que le régime tectonique de la zone externe est décrochant et compressif. La comparaison avec d’autres orogenèses (Himalaya, Andes, Apennins, Basin and Range, chaîne hercynienne…) montre que l'évolution tardive d'une chaîne de montagne passe par des processus extensifs. Les origines géodynamiques de ces processus extensifs sont nombreuses, et dépendent de l'équilibre entre les forces internes (forces de volumes) et externes à la chaîne (forces aux limites).

Les principales roches des Alpes

Roches les plus communes

On peut trouver divers types de roches dans les Alpes :

• des sédiments marins (calcaires, dolomies, brèches) datant du Trias, de l'Eocène et de l'Oligocène, provenant de l'Apulie ou de l'Europe, observables au niveau des unités tectoniques austro- et sud-Alpin (exemple : la nappe de la Dent Blanche), du Pennique moyen, de l'Helvétique, du Jura ;
• des roches de la croûte continentale (granite, gneiss) du Paléozoïque, provenant de l'océan Piémontais ou de l'Europe, et observables au niveau des unités tectoniques austro- et sud-alpines (ex : la nappe de la Dent Blanche), du Pennique moyen, de l'Helvétique et des massifs externes, de l'Europe ;
• des ophiolites du Jurassique et du Crétacé (plus rarement de l’Éocène) provenant de l'océan Piémontais et Valaisain ;
• des sédiments métamorphisés océaniques ;
• des flyschs ;
• des sédiments plus récents et des granites tertiaires post-orogéniques.

Gneiss

Les gneiss sont des roches métamorphiques dérivant de roches pauvres en calcium et en magnésium, de type marne ou grès par exemple. Ce sont des roches assez proches des granites du point de vue de leur composition minéralogique. Elles sont très fortement cristallisées et donc très cohérentes, ce qui leur confère une grande résistance à l'érosion¹⁴. On peut distinguer :

• les gneiss migmatitiques, ou migmatites ;
• les anatexites ;
• les gneiss œillés.

Granite

Molasse

C'est une formation sédimentaire détritique épaisse, généralement en discordance avec les couches sous-jacentes, déposée dans une zone en fin d'orogénistion.

Flyschs

C'est une formation sédimentaire épaisse composée d'un empilement de turbidites, généralement en concordance avec les couches sous-jacentes et déposée dans une zone orogénique aujourd'hui tectonisée.

Les Alpes franco-italiennes : une chaîne de subduction-collision. L’unité structurale piémontaise

Le Piémontais présente une série triasique essentiellement calcaire, avec intercalations de niveaux

gypseux ; Au-dessus, on trouve le matériel qui deviendra les schistes lustrés : le Lias et le Jurassique moyen,

calcaires et marno-calcaires, le Malm présentant des argilites noires (faciès de Black shales) et des radiolarites ;

Le Crétacé inférieur et la base du Crétacé supérieur, également sous faciès Black Shales, le Crétacé supérieur,

marno-calcaire. On notera que dans le secteur d’Accéglio, le Jurassique supérieur (voire le Crétacé supérieur) est

directement en contact avec les quartzites permo-triasiques, témoignant d’une érosion (syn-rift) intense.

Les Schistes lustrés dits «Piémontais» constituent un ensemble hétérogène. Dans les Alpes Occidentales, il est

possible de distinguer au sein de cet ensemble des faciès lithologiques différents qui s'organisent en séries

stratigraphiques cohérentes et cartographiables et qui appartiennent à deux types d'unités structurales :

- unités «piémontaises» (anciennement appelées "pré-piémontaises"), issues d'une marge continentale distale, où

les Schistes Lustrés, faisant suite à des dolomies du Trias supérieur et à du Rhétien, sont d'âge liasique à Crétacé

supérieur;

- unités «liguro-Piémontaises», d'origine océanique, où les Schistes Lustrés, déposés sur un substratum

ophiolitique, sont d'âge Jurassique moyen-supérieur à Crétacé supérieur

Le parc naturel de Val Troncea

Le territoire du Parc Naturel du Val Troncea, situé au coeur des Hautes Alpes, couvre une superficie de 3280 hectares occupant la tête du bassin versant de la rivière Chisone, dont les sources proviennent des montagnes Barifreddo et Appenna; Elle est bordée par une grande partie de son périmètre par des sommets de trois mille mètres au-dessus du niveau de la mer et insiste tout à fait la ville de Pragelato (propriétaire pour 89% des terres).

La vallée s'est formée à la suite de l'action des glaciers et des phénomènes érosifs encore en cours.

La végétation se compose de mélèzes parfois associés au pin suisse. La pinède crochue, presque pure, présente au-dessus du village de Seytes, est intéressante. Le sous-bois se caractérise par des formations de genévrier, de rhododendron, de myrtille et d'aulne vert. Dans le fond de la vallée, il y a des bouleaux et des trembles rares.

Depuis le XVIIe siècle, la région a été exploitée et, avec la construction de la forteresse de Fenestrelle et les tunnels des mines de Beth, qui a été utilisé pour beaucoup de bois, il était de créer un paysage distinctif « bosquets ».

Au-dessus des forêts s'ouvre le monde fabuleux des fleurs alpines, qui a donné à la vallée le nom de Valle dei Fiori. La flore alpine se caractérise par plus d'espèces enracinées dans des sols différents et bien représentés par edelweiss, Alpine de l'étoile, dall'astragalo alpin, de calcarata violet auquel sont ajoutés les Pyrénées ranucolo, rhododendron, bleuet bleu, soldanella , le saule filet, tlaspide, le calendula, le EPILOBIO Fleisher, l'avoine d'or, gentiane, la dryade, la silène mousse ou en fleur, la violette du Mont Cenis.

La faune, généralement représentés par daim, est composé de nombreuses espèces comme le sanglier, le bouquetin (réintroduite du parc dans les années 80), le chevreuil, le cerf, la marmotte, le campagnol de neige, le loir, le loup, le renard et l'hermine.

Parmi les oiseaux comprennent l'aigle royal, le faucon pèlerin, le faucon crécerelle, la chouette de Tengmalm, le casse-noix, le lagopède, le Pic épeiche, le Dipper, le pic-vert, grimpereau, la bergeronnette blanc et la croisière .

Les roches du Val Troncea

Les roches qui émergent dans le Val Troncea préservent la mémoire d'une partie importante de l'histoire géologique qui a conduit à la formation de la chaîne alpine. Des exemples sont les parois rocheuses qui s'étendent du mont Banchetta à la Rognosa di Sestriere, constituées de sédiments marins très anciens déposés sur les marges légèrement submergées d'un ancien continent, transformées par la suite par le métamorphisme et encore le sommet du Rognosa où, comme dans d'autres parties dans le Val Troncea, les vestiges du fond d'un océan appelé Tetide sont préservés. En observant les murs dolomitiques du mont Banchetta, il faut imaginer qu’il ya 225 millions d’années, la zone qui abrite actuellement la chaîne alpine était complètement submergée par une mer qui s'étendait des montagnes actuelles de l’Europe centrale à l’Afrique. tropical. Cette mer a localement atteint de faibles profondeurs (pas plus de 40 mètres) et donc des températures élevées (environ 20 degrés), conditions idéales pour l'activité des animaux primitifs (coelenterates madreporaria, bryozoaires, spunge) et des algues. La lente descente stimule la production de ces organismes qui, pour survivre, construirana leurs structures sur les déblais de leurs prédécesseurs, formant ainsi les baisers rocheux actuels de carbonate de calcium magnésium (dolomites). Par la suite, chez les Cretacea (période comprise entre 140 et 70 millions d'années), l'abaissement progressif des fonds marins ne permettait plus la vie des coraux et des madrépores   ; la sédimentation lente (en moyenne de 30 centimètres tous les 100 ans) mais progressive des argiles, des calcaires et des marnes, forme des dépôts de puissance sur deux kilomètres.

Les autres roches caractéristiques de Val Troncea sont les soi-disant «   Ofioliti   »Ou«   Pierres Vertes3, des roches censées provenir du fond d'un ancien océan appelé Téthys. Selon la théorie de la tectonique des plaques, les ofliolites représentent des restes de lithosphère océanique impliqués dans le processus de formation des chaînes de montagnes (orogenèse). Les types caractéristiques de cette famille sont les periodiches, les gabbros et les basaltes, et constituent ce qui reste noir des océans Montello et des produits intrusifs et effusifs de la fusion en profondeur du manteau lui-même. Ces roches émergent près des collines de Beth et Arcano (Prasiniti), à proximité du col Clapis, près du Bric di Mezzogiorno (gabbri) et du bric del Cucuc (serpentiniti). Les prasinites Berth et Arcan contiennent un important minerai de cuivre   : la chalcopyrite (sulfure de cuivre et fer) une fois extraite. Les autres minéraux trouvés sont   Malachite, azurite, brochantite, chrysocolle et autres minéraux hydratés du cuivre. Depuis 120 millions d’années, le rapprochement progressif des mottes eurasiennes et africaines a resserré tout le matériel accumulé dans le Tetide, le déformant et le fracturant   : dans un jeu de pressions et de températures, ce processus a transformé les sédiments de marnes calcaires en calcite et plus rarement en micascites. Le résultat final des poussées entre les plaques continentales et la compression qui en a résulté ont réduit à une large chaîne de montagnes quelques dizaines de kilomètres de l'océan préexistant, large de plusieurs centaines de kilomètres. En ce sens, il existe actuellement des roches océaniques mixtes (dauphins) et des roches dolomitiques d’origine marine jusqu’à plus de 3000 mètres de hauteur. Une telle levée, toujours en cours (environ un millimètre par an), n'est cependant pas perceptible sinon instrumentale, car elle est largement compensée par l'abaissement des crêtes alpines dues aux agents érosifs.

SOURCES

https://fr.wikipedia.org/wiki/G%C3%A9ologie_des_Alpes#Roches_les_plus_communes

http://merco220.free.fr/cours/ResumeCoursAlpesM1GeolFrance.pdf

https://www.parchialpicozie.it/#

Panneau d’information de Val Troncea- Via Della Pineta – Fraz Rua – 10060 Pragelato (TO)

Pour valider la Earthcache, veuillez répondre aux deux questions suivantes :

1. A quelle date, le parc naturel Val Troncea a-t-il été institué ?
2. Allez à WP N ° 44.57911 E 6 ° 56.150. Vous verrez ce groupe de roches. Dans la galerie de la page cache, il y a une image de cet emplacement avec l'une des roches dissimulées. Sur la base de vos découvertes et de vos recherches, pouvez-vous identifier le type de roche pour celui qui est caché dans l'image de la galerie? (photo) 
3. Vous pouvez si vous le souhaitez, prendre une photo de la roche avec votre GPS pour témoigner de votre passage (optionnel)

MERCI D’ENVOYER VOS REPONSES PAR LA MESSAGERIE GEOCACHING ET DE LOGGER LA CACHE EN FOUND IT