Der Chenaillet-Ophiolith ist ein 165 Millionen Jahre alter Ophiolith der Westalpen, hervorgegangen aus einem Ozeanischen Krustenbereich des Penninikums. Von allen Alpenophiolithen zeigt er die geringste metamorphe Überprägung und ermöglicht daher das intensive Studium einer nur sehr langsam, mit 2 bis 4 Zentimeter pro Jahr erfolgenden Ozeanbodenspreizung.
Beschreibung mini|300px|Der Mont Chenaillet von Westen – rechts der Südwestgrat, links der Nordnordwestgrat mit Kissenlaven
Die Typlokalität des Chenaillet-Ophioliths (manchmal auch als Montgenèvre-Ophiolith bzw. Montgenèvre-Chenaillet-Ophiolith bezeichnet) befindet sich am Mont Chenaillet im Queyras-Massiv der Cottischen Alpen. Der zur internen Piemontzone des Südpenninikums gehörende Ophiolith liegt hier als eine 5,5 × 4,5 Kilometer messende Deckenscholle (mit 25 Quadratkilometer Grundfläche) auf der Decke des Queyras-Ophioliths (hier dessen stark deformierte und Blauschiefer-überprägte Lago-Nero-Einheit). Der Queyras-Ophiolith zeigt Affinitäten zu den Bündnerschiefern und hat im Gegensatz zum Chenaillet-Ophiolith seine Sedimenthaut aus Radiolariten, Ophicalciten und Kalkschiefern bewahrt.
Die Ophiolithdecke wird im Norden von den Gemeinden Montgenèvre, Claviere und Cesana Torinese begrenzt, im Süden von den Ortschaften La Chau und Rif Tord (Gemeinde Cervières). Sie enthält in ihrem Inneren drei nennenswerte Gipfel: Mont Chenaillet (2650 Meter), Grand Charvia (2648 Meter) und La Loubatière (2545 Meter). Die Deckensohle fußt auf 1850 Meter Meerhöhe, die höchste Erhebung der Decke wird im 2650 Meter hohen Mont Chenaillet erreicht. Die Decke wird an ihrem Süd- und Nordrand von zwei großen Seitenverschiebungen begrenzt bzw. abgeschnitten – im Süden von der Nordost-streichenden Cervières-Störung und im Norden von der gleichfalls Nordost-streichenden Montgenèvre-Störung. Die beiden Seitenverschiebungen trennen den Chenaillet-Ophiolith von Gesteinen der externen Piemontzone wie beispielsweise obertriassischen Dolomiten am 3136 Meter hohen Mont Chaberton (Chaberton-Einheit) im Norden und am 3320 Meter hohen Pic de Rochebrune (Rochebrune-Einheit) im Süden. Die Deckenstirn wird durch die Nord-Süd-streichende Gondran-Störung gebildet, an der die unterlagernde Lago-Nero-Einheit in westlicher Richtung überfahren wird.
Die Lago-Nero-Einheit erscheint als kleines tektonisches Fenster innerhalb des Chenaillet-Ophioliths nördlich des 2403 Meter hohen Col de Gimont. Sie ist ihrerseits am 2459 Meter hohen Sommet des Anges (bzw. Cime du Gondran) und am 2565 Meter hohen Sommet de Château Jouan (bzw. Mont Janus) nach Westen über die externe Piemontzone (nördliche Verlängerung der Rochebrune-Einheit) aufgeschoben.
Einführung mini|300px|Blick vom Gipfel des Mont Chenaillet nach Norden in Richtung Montgenèvre und zum Mont Chaberton
Wie bereits angesprochen ist der relativ geringmächtige Chenaillet-Ophiolith der einzige Westalpenophioilith (abgekürzt WAO) des Ligurien-Piemont-Ozeans (LPO), der den Deformationen und der Metamorphose der Alpenorogenese so gut wie entkam. Seine Ophiolithabfolge besteht aus Peridotiten des Oberen Erdmantels, in die hekto- bis kilometrische, mafische Gabbrostöcke und felsische Gänge während des Calloviums eingedrungen waren. Die hierdurch verursachte thermische Schwächung des ozeanischen Krustenbereichs führte zu Abscherungen (Detachments) im Hangenden der Intrusiva. Durch die weiter fortschreitende Krustendehnung entstanden ozeanische Kernkomplexe (Englisch Ocean Core Complexes oder OCC), in deren Zwischenräume nun basaltische Magmen eindrangen und als Kissenlaven ausflossen. Normalerweise folgen in dem anschließenden tektonischen Ruhestadium ozeanische Sedimente über den Kissenlaven, die aber im Chenaillet-Ophiolith fehlen – ganz im Gegensatz zum Queyras- und zum Monviso-Ophiolith. Die vorhandenen sehr dünnen Sedimente sind alle auf interne tektonischen Bewegungen zurückzuführen und bestehen aus wiederaufgearbeitetem Material.
Ozeanischer Vulkanismus Die Öffnung langsam spreizender Ozeanböden des Atlantischen oder Indischen Ozeans geht mittels tektonischer Exhumierung des Erdmantels und den in ihm angestauten linsenförmigen Gabbrokörpern vonstatten. Diese Exhumierung am Ozeanboden erfolgt vor oder zeitgleich mit der Platznahme basaltischer Vulkane, deren räumliche Ausdehnung aber im Vergleich zur Manteloberfläche recht unbedeutend bleibt. Zwei tektonische Prozesse sind für die Exhumierung während der ozeanischen Öffnung verantwortlich: Abscherung unter einfacher Scherung an nur schwach einfallenden Abscherflächen oder Riftbildung unter reiner Scherung an steilen Verwerfungen. Diese beiden Vorgänge können auch kombiniert erfolgen, d. h. flache Abscherung gefolgt von steilen Abschiebungen.
Stratigraphie mini|300px|Der Südwestgrat am Mont Chenaillet, eingezeichnet die verschiedenen Einheiten
Intern baut sich der Chenaillet-Ophiolith wie folgt auf (vom Hangenden zum Liegenden): Kissenlava Dolerite Sedimente Kataklasite mafische Intrusiva Peridotite
Die Peridotite liegen jetzt vorwiegend als serpentinitisierte Lherzolithe vor, untergeordnet treten aber auch serpentinitisierte Harzburgite, Pyroxenite, Dunite und Wehrlite auf. Die mafischen Intrusiva umfassen Troctolithe, Gabbros, Diorite sowie Dolerite und erscheinen innerhalb der serpentinitisierten Peridotite als weniger als 1 Kilometer große abgesonderte Körper, die synmagmatisch verformt wurden. Diese Körper bestehen aus einer dünnen Lage geschichteter Troctolithe sowie aus Olivin-führenden Gabbros. Diorite und Dolerite treten innerhalb der Gabbros als Gänge oder Adern auf, ihre Kontakte können scharf oder verschwommen sein. Dolerite und Basaltgänge finden sich auch in zerscherten Gabbros und sind an steile interne Verwerfungen gebunden. Dolerite erscheinen außerdem in serpentinisierten Peridotiten.
Über den Intrusiva folgt eine dünne, bis zu 10 Meter dicke Haut, die aus wiederaufgearbeiteten Mantelserpentiniten und Magmatiten hervorgegangen ist. Diese Gesteine sind kataklastischen Ursprungs und werden von Manatschal (2011) als Abscherhorizont interpretiert.
Die Sedimente der syn-extensionalen Serie beginnen mit einer 2 Meter mächtigen, Matrix- bis Klasten-gestützten, polygenen Ophiolithbrekzie, die von gradierten Sand- und Siltsteinen überlagert wird.
Massive Dolerite unterlagern sodann die basaltischen Kissenlaven des Hangenden. Die vulkanische Serie des Hangenden kann bis zu 400 Meter an scheinbarer Gesamtmächtigkeit erreichen und besteht neben Kissenlaven aus Lavaflüssen, Kissenbrekzien und Hyaloklastiten. Innerhalb der vulkanischen Abfolge können ebenfalls Sedimente vorliegen.
Als Rarität fungieren Plagiogranite (Alkalisyenite) bzw. Albitite), die als Gänge oder Lagergänge in Serpentiniten, in deformierten Gabbros und auch in magmatischen Brekzien der Kissenlaven vorkommen.
Petrologie Peridotite Die schwarzen, massiven Lherzolithe besitzen ein porphyroklastisches Gefüge und lassen eine Foliation des Hochtemperaturbereichs erkennen. Sie gehören hauptsächlich zum Spinell- und seltener zum Plagioklas-führenden Typus. Die Porphyroklasten bestehen aus Enstatit, Klinopyroxen und Chromspinell. Neoblastische Neubildungen wie Olivin, Klinopyroxen und selten Amphibol sind stellenweise präserviert. Die Lherzolithe sind somit sekundärer Natur und sind durch Metasomatose aus Harzburgiten des residuellen Oberen Mantels (unterhalb des europäischen Kontinentalrandes) entstanden – wie dies auch Spurenelementuntersuchungen zu erkennen geben.
Mafite mini|300px|Grüner Flasergabbro vom Mont Chenaillet
Die Troctolithe sind aus Olivin und Plagioklas mit untergeordnetem Klinopyroxen zusammengesetzt. Die Gabbros bestehen aus Plagioklas und Klinopyroxen und enthalten nur wenig Olivin und Opakminerale. Sie sind pegmatitisch grobkörnig und reich an Magnesium und Aluminium. Örtlich zeigen sie das typische Gefüge von Flasergabbros, die entlang duktilen Scherzonen verformt und sodann zu Mineralaggregaten von Augit und Hornblende rekristallisiert wurden. Als synkinematische partielle Schmelzprodukte entstanden hierbei Adern und Pfropfen von Leukodioriten. Neben den Mg-Al-reichen Gabbros finden sich gelegentlich auch schwarze, feinkörnige Ferrogabbros (reich an Eisen und Titan), welche als die ozeanische Kruste durchsetzende Gänge und metrische Lagergänge in den Gabbros vorliegen. Sie bauen sich aus Klinopyroxen (Augit), braunem Amphibol, Ilmenit, albitisiertem Plagioklas, Apatit und Titanit auf.
Felsite Die Leukodiorite enthalten Quarz, Plagioklas, Klinopyroxen und pargasitisches Amphibol. Die Albitite bzw. Alkalisyenite sind feinkörnige bis gelegentlich porphyrische Gesteine mit mehr als 90 Prozent Albit, braun-grünem Amphibol pseudomorph nach Aktinolith/Tremolit, Opakmineralen und Akzessorien wie Allanit, Apatit und Zirkon. Sie erscheinen sowohl in den Serpentiniten als auch in den Gabbros und indizieren einen neuen Abschnitt mit jetzt felsischem Magmatismus, der auf die hochtemperierten duktilen Bewegungen mit ihren metamorphen Veränderungen folgte. Gelegentlich werden sie von basaltischen Doleritgängen durchschlagen und sind somit älter als der basaltische Vulkanismus.
Kataklasite Die kataklastischen Gabbros des Abscherhorizonts führen eckige Gabbroklasten, eingebettet in eine Matrix aus Albit, Amphibol, Chlorit und Epidot. Die kataklastischen Serpentinite bestehen aus Matrix-gestützten Serpentinfragmenten.
Vulkanite Die Kissenlaven sind basaltischer Natur und zeigen geochemische Affinitäten zu Basalten der Mittelozeanischen Rücken (MORB), insbesondere zum Südwestindischen Rücken. Das homogene Gefüge der Basalte ist mikrolithisch, skelettartig, sphärulitisch und nur selten porphyrisch. Am Oberrand der Kissen wird es blasig. Ihr Mineralaufbau besteht aus albitisiertem Plagioklas, Augit sowie pseudomorphem Olivin und Magnetit. Die dunklen Dolerite unterscheiden sich von den Basalten durch ihr feinkörniges Intersertalgefüge (Korngröße 0,1 bis 2 Millimeter). Sie indizieren Bereiche erhöhten Wärmeflusses, gehen aber dennoch recht rasch in Basalte über.
Sedimente Bei den Sedimenten handelt es sich um Ophicarbonate bestehend aus Peridotitklasten im Zentimeter- bis Dezimeterbereich, die von einem Netzwerk aus Calcitadern zementiert werden.
Struktureller Internaufbau mini|300px|Kissenlaven am Mont Chenaillet
Eine Untersuchung der Vulkanite (Kissenlaven etc.) lässt zwei Strukturtypen erkennen. Am häufigsten finden sich kegelförmige Bauten aus Röhren und Kissen, die um einen zentralen Fördergang austreten. Seltener erscheinen zungenförmige Bauten aus Röhren und Kissen. Die Internstruktur der beiden Typen gibt zu erkennen, dass sie auf einem in Bildung befindlichen Abhang errichtet wurden. Die topographisch höchstgelegenen Vulkanbauten sind hierbei systematisch immer am jüngsten.
Organisatorisch lassen sich ebenfalls zwei Anordnungen unterscheiden – eine Treppen- und eine Kammanordnung auf oft sehr steilen Hangneigungen mit einer Ausdehnung von hunderten von Quadratmetern bis mehreren Quadratkilometern. Die Treppenanordnungen sind älter als die Kammanordnungen. Sie bestehen aus Zungen, die an der Basis der jeweiligen Stufen von Spalteninjektionen genährt werden. Die Kammanordnungen bauen sich aus Vulkankegeln auf, die über sich kreuzenden Brüchen liegen. Letztere und hierzu versetzte Sekundärbrüche dienten als magmatische Förderkanäle. Die Brüche verlaufen oft pseudosymmetrisch zu Geländekämmen, die von den jüngsten Bauten eingenommen werden.